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Clima en España: Pasado, presente y futuroInforme de Evaluación del Cambio Climático Regional

RED TEMÁTICACLIVAR-ESPAÑA

CLIMA EN ESPAÑA: PASADO,

PRESENTE Y FUTURO

Informe de evaluación del cambio climático regional

Editores: Fiz F. Pérez y Roberta Boscolo

Enero 2010

Clima en España: Pasado, presente y Futuro

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Autores

Bladé Ileana, Cacho Isabel, Castro-Díez Yolanda, Gomis Damiá, González-Sampériz Penelope, Miguez-Macho Gonzalo, Perez Fiz F, Rodríguez-Fonseca Belén, Rodríguez-Puebla Concepción, Sánchez Enrique, Sotillo Marcos G., Valero-Garcés Blas, Vargas-Yáñez Manuel.

Contribuyentes

Ayarzagüena B., Ábalos M., Altava-Ortiz V., Álvarez I., Ancell R., Argüeso D., Bao R., Barrera-Escoda A., Benítez-Barrios V., Borja A., Brunet M., Calvo N., Cañellas B., Calafat F.M. , Catalán J., Cofiño AS., Crespo AJC., de Castro M., de la Cámara A., Doblas-Reyes FJ., Domínguez M., Errasti I., Esteban-Parra MJ., Estrela MJ., Fernández J., Ferrer I., Fortuny D., Francés G., Frías MD., Frigola J., Gallardo C., Gallego D., Gallego MC., Gallego Torres D., Gámiz-Fortis SR., García Merino JM., García-Herrera R., García-Martínez MC., Garcia-Serrano J., Gesteira JLG., Gómez-Gesteira M., Gonzalez B., González Reviriego N., González Rouco F., González-Pola C., Grimalt J., Guijarro JA., Gutierrez JM., Herrera S., Hidalgo-Muñoz JM., Iglesias I., Izaguirre C., Jiménez Espejo F., Jordá G., Lavín A., López Sáez JA., López-Moreno JI., Lorenzo MN., Losada T., Marcos M., Luna Y., Martín ML., Martínez Ruiz F., Martrat B., Menéndez M., Miró J., Mohino E., Montávez JP., Montoya M., Morellón M., Moreno A., Moya F., Ortega Montilla P., Paredes D., Pascual A., Pastor F., Pla S., Pérez B, Polo I., Polo IM., Pons MR., Pozo-Vázquez D., Rasilla D., Ribera P., Rico M., Rodrigo FS., Rodríguez E., Rodríguez J., Ruiz S., Sáenz J., Salat J., Saz Sánchez MA., Sánchez-Rodrigo F., Serrano E., Solé J., Somavilla R., Taboada JJ., Tel E., Valencia V., Valero F., Valiente JA., Vicente-Serrano SM., Vidal-Vijande E., Zahn R., Zazo C., Zunino P.

Acrónimos/Abreviaturas

PI Península Ibérica CLIVAR CLImate VARiability (Variabilidad Climática) AO Arctic Oscillation (Oscilación Ártica) AR4 4th Assessment Report (Cuarto Informe de Evaluación) BP Before Present, quiere decir años antes del 1950. DTR Diurnal Temperature Range (Amplitud térmica diaria) EA East Atlantic pattern (Patron Atlántico Este) EA/WR East Atlantic-West Russian pattern (Patrón Altántico Este-Rusia Occidental) ENSEMBLES ENSEMBLES: ENSEMBLEs based predictions of climate changes and their impacts, GOCE-CT-2003-505539 ENSO El Niño Southern Oscillation (Oscilación del Sur, El Niño) GCM Global Circulation Models (Modelos Globales de Clima) HE Heinrich Events, eventos de descarga masiva de icebergs y sedimentación de detritos en el Atlántico Norte IPCC Intergovernmental Panel on Climate Change (Panel Intergubernamental sobre Cambio Climático) LGM Last Glacial Maximum (Último Máximo Glacial) LIA Little Ice Age (Pequeña Edad del Hielo) años 1300-1850 de nuestra era o años AD M.I.: “Mystery Interval” denominación que se ha dado al período entre 17.5-14.4 Ka BP MEDATLAS Base de Datos de Mediterráneo y Mar Negro producido por el grupo MEDAR MWP Medieval Warm Period (Anomalía climática Medieval) años 550-1300 de nuestra era o años AD NAHS North Atlantic horseshoe.(Herradura del Atlántico Norte) NAM Northern Anular Mode (Modo Anular del Norte) NAO North Atlantic Oscillation (Oscilación del Atlántico Norte) PHIB Periodo Húmedo Íbero Romano PTC Patrón de TeleConexión PRUDENCE Prediction of Regional scenarios and Uncertainties for Defining EuropeaN Climate change risks and Effects EVK2-CT-2001-00132 RCM Regional Climate Models (Modelos Regionales de Clima) SCA Scandinavian Pattern (Patrón Escandinavo) SLP Sea Level Pressure (Presión a Nivel del Mar) SNA Subtropical North Atlantic (Noratlántico Subtropical) SRES Special Report on Emissions Scenarios (IPCC, 2000) Ver anexo III. Informe especial de emisión de escenarios SST TSM Sea Surface Temperature Temperatura de la Superficie del Mar WCRP World Climate Research Project (Proyecto Mundial de Investigación del Clima) WeMO Western Mediterranean Oscillation (Oscilación del Mediterráneo Occidental)

CLIVAR - España

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PROLOGO

El cambio climático es hoy una realidad y uno de los retos más importantes a los que ha de enfrentarse la humanidad en este siglo, por la amenaza que supone, entre otros, para la economía, la salud, los alimentos y la seguridad. Cada vez hay más evidencias científicas de que nos encontramos en un momento crítico, aunque todavía podemos hacer frente a estas consecuencias negativas del cambio climático, si tomamos acciones decisivas a nivel global. Uno de los elementos esenciales requeridos para poder hacer frente a este desafío es disponer de un conocimiento lo más detallado posible sobre cómo está cambiando el clima, cómo será en los próximos cien años y cómo nos van a afectar estos cambios. Es aquí dónde la comunidad científica juega un papel fundamental ya que cualquier formulación de políticas de lucha contra el cambio climático pasa por el conocimiento previo de esas cuestiones. La Red Temática CLIVAR-España, cuyas actividades he venido apoyando desde su creación en 2004, se ha ido consolidando en sus cinco años de andadura como una red que permite potenciar la investigación y avanzar en el conocimiento científico del cambio climático en España. Su primer informe publicado en 2006 “Estado de la Investigación en Clima en España” nos permitió conocer mejor cuál era el estado de la investigación en España. Ahora este Segundo Informe llega en un momento clave, recién celebrada la Cumbre de Copenhague en la que una vez más se ha puesto de manifiesto la necesidad urgente de actuar contra el cambio climático y la importancia del conocimiento científico como referencia para guiar el proceso. Estructurado en cinco secciones, este segundo Informe contiene información muy relevante sobre la variabilidad y los cambios climáticos del pasado, las proyecciones del clima futuro y las variaciones en la frecuencia e intensidad de los fenómenos extremos en la Península Ibérica que, como indica el IPCC en su último Informe de Evaluación, es especialmente vulnerable frente a estos cambios. Sin duda, esta información será de gran utilidad para la planificación de actuaciones en áreas susceptibles de ser afectadas por el cambio climático. Desde aquí, al igual que hice con motivo de la presentación del Primer Informe quiero expresar una vez más mi apoyo a CLIVAR-España para que continúe con esta iniciativa de publicación periódica de informes, y a los científicos españoles que constituyen la Red Temática CLIVAR-España para que sigan profundizando en sus investigaciones sobre el conocimiento científico del clima y sus cambios en España. Sin duda, todo ello contribuirá a reforzar las actividades de investigación de otras iniciativas nacionales e internacionales en materia de clima y cambio climático y a fomentar una mayor participación de las investigaciones e investigadores españoles a nivel internacional.

Teresa Ribera Rodríguez Secretaria de Estado de Cambio Climático


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CONTENIDO Capítulo 0: Resumen Ejecutivo e Introducción

Pág. 5-8

Perez Fiz F, Boscolo Roberta, Bladé Ileana, Cacho Isabel, Castro-Díez Yolanda, Gomis Damiá, González-Sampériz Penelope, Miguez-Macho Gonzalo, Rodríguez-Fonseca Belén, Rodríguez-Puebla Concepción, Sánchez Enrique, Sotillo Marcos G., Valero-Garcés Blas, Vargas-Yáñez Manuel.

Capítulo 1: Revisión de las reconstrucciones paleoclimáticas en la Península Ibérica desde el

último periodo glacial

Pág. 9-24

Isabel Cacho, Blas Valero Garcés, Penélope González Sampériz Capítulo 2: Tendencias atmosféricas en la Península Ibérica durante el período instrumental

en el contexto de la variabilidad natural

Págs. 25-42

Ileana Bladé y Yolanda Castro-Díez Capítulo 3: Variabilidad oceánica y de nivel de mar en el entorno de la Península Ibérica

Págs. 43-52

Manuel Vargas-Yáñez, Marcos García Sotillo y Damiá Gomis

Capítulo 4: Teleconexiones climáticas en el entorno de la Península Ibérica. Predictabilidad y

cambios esperados

Págs. 53-68

Belén Rodríguez-Fonseca y Concepción Rodríguez-Puebla

Capítulo 5: Proyecciones regionales de clima sobre la Península Ibérica: modelización de

escenarios de cambio climático

Págs. 69-80

Enrique Sánchez, Gonzalo Miguez-Macho

ANEXO I: La Pequeña Edad del Hielo (LIA, Little Ice Age) y el Periodo Cálido Medieval

(MWP, Medieval Warm Period)

Pág. 81

ANEXO II: La Oscilación del Atlántico Norte (NAO)

Pág. 82

ANEXO III: Escenarios de emisiones

Pág. 83

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RESUMEN EJECUTIVO La comunidad científica internacional viene publicando evidencias desde hace más de dos décadas

acerca de la influencia antropogénica en el clima. El último informe (AR4) del Panel Intergubernamental de Expertos para el Cambio Climático (IPCC) reitera, de manera contundente, la gran importancia de la “huella” que la humanidad está dejando impresa en el clima y alerta sobre sus posibles consecuencias en el planeta.

Este informe de la Red Temática CLIVAR-España sintetiza y evalúa la información existente sobre los aspectos físicos del cambio climático reciente observado en la Península Ibérica (PI) e intenta mejorar nuestra comprensión de los cambios climáticos que afectan y han afectado a la PI, para poder anticipar mejor los impactos de futuros cambios en el clima a distintas escalas temporales.

El Clima de la PI en el Pasado

Los estudios sobre la evolución del clima en el pasado han demostrado que la PI se vio intensamente afectada por cambios climáticos de carácter rápido (desde décadas a pocos centenares de años) que estuvieron asociados a patrones de variabilidad de gran escala típicos del Atlántico Norte. Algunos de estos eventos, ocurridos durante la deglaciación (entre 19000-11000 años antes del presente) corresponden a los periodos climáticos más extremos en términos de frío y aridez, superando incluso el último máximo glacial (hace unos 23000 años). Durante el periodo interglacial actual denominado Holoceno y que abarca los últimos 11700 años han ocurrido numerosas oscilaciones climáticas con cambios térmicos no demasiado acusados pero con alteraciones significativas del balance hídrico peninsular que dan una perspectiva histórica a los cambios climáticos actuales.

El Clima Actual de la PI: Observaciones

Temperatura: Los registros instrumentales del siglo XX muestran un aumento progresivo de la temperatura que ha sido especialmente acusado en las tres últimas décadas (1975 – 2005), cuando se registra una tasa media de calentamiento de ~0,5 ºC/década (un 50% superior a la media continental en el Hemisferio Norte y casi el triple de la media global). Si se considera todo el siglo XX, la subida de temperatura ha afectado a todas las estaciones del año por igual, pero en los últimos 30 años el calentamiento ha sido mucho más pronunciado en primavera y en verano.

Precipitaciones: La precipitación anual en las tres décadas recientes ha disminuido de forma significativa en relación a las décadas de los 60 y 70, especialmente a finales de invierno. La década que está a punto de concluir registra los valores más bajos de precipitación anual desde el año 1950. Sin embargo, la fuerte variabilidad interanual y la falta de series que se remonten a principios de siglo impiden afirmar que la precipitación haya descendido de forma generalizada a mínimos históricos. En conjunto, la señal antropogénica en la precipitación no ha emergido de forma evidente por encima del “ruido de fondo” natural. En particular, la marcada disminución de la precipitación de verano proyectada por los modelos climáticos para finales del siglo XXI no se ha manifestado todavía en las observaciones.

Características Marinas: Desde 1985 a 2005, en el Golfo de Vizcaya, la temperatura superficial del mar ha aumentado entre 0.12 ºC/década en el sector sudoeste y 0.35 ºC/década en el sector noroccidental, consistente con el incremento de 0.190 ± 0.134 ºC/década estimado para todo el hemisferio norte desde 1979 al 2005 (IPCC). Este calentamiento se extiende en la columna de agua, con subidas de temperatura durante los 90 de entre 0.15 y 0.30 ºC/década en los primeros 1000 metros. Por otra parte, en la cuenca Mediterránea occidental, durante la segunda mitad del siglo XX, se registra un aumento de temperatura y salinidad en capas profundas, así como una elevación de los valores de salinidad en capas intermedias (~0,00013 psu/año). Además, desde 1967, en la costa Atlántica se observa un descenso del 30% en la intensidad del afloramiento que afecta a la riqueza y a la renovación de las aguas costeras.

Nivel del Mar: En las costas Atlánticas los mareógrafos han registrado aumentos sostenidos del orden de 1.4 mm/año, si se considera todo el siglo XX, y de más de 2 mm/año si se considera sólo la segunda mitad del siglo XX. En las costas Mediterráneas, en cambio, las tendencias observadas durante la última mitad de siglo son menores e incluso negativas. La presión atmosférica, más alta de lo normal en la zona entre los años 60 y 90, y el incremento continuado de salinidad han contrarrestado en parte el aumento de nivel del mar


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observado a nivel global. Con todo, los registros del Mediterráneo Occidental que abarcan todo el siglo XX muestran tendencias positivas de 1.2 mm/año.

El Clima Actual de la PI: mecanismos de variabilidad natural

El fenómeno de variabilidad climática del hemisferio norte más influyente en la PI es la Oscilación del Atlántico Norte (NAO)1, la cual presenta una estrecha vinculación con la temperatura y con la variación interanual y decenal de la precipitación. Las proyecciones de clima para el siglo XXI muestran una tendencia hacia la fase positiva de la NAO, lo que conllevaría una disminución de la precipitación peninsular, sobre todo en la mitad sur, y un incremento general de temperatura en la PI. La influencia de ENSO2 en la PI es menos clara pero significativa en las temperaturas y precipitaciones de otoño y primavera.

El Clima de la PI en el Futuro: impactos antropogénicos

Las proyecciones regionales en la PI para finales del siglo XXI muestran un importante aumento de la temperatura media estacional, máximo en verano (6ºC en escenarios con mayor impacto antropogénico3) y mínimo en invierno (2-3ºC). También se prevé un descenso de la precipitación a lo largo de todo el año, mayor en verano que en invierno. En promedio se predice una tendencia a condiciones más áridas en la mayor parte de la PI. Con mayor incertidumbre, los modelos sugieren un aumento de los eventos extremos de precipitación, tanto los episodios secos como los de precipitaciones intensas. También se predice un incremento de los eventos de temperaturas elevadas (>30ºC), especialmente en la zona sur peninsular.

1 Véase Anexo II para una breve descripción del mismo. 2 ENSO El Niño Southern Oscillation. La influencia sobre la PI se observa durante la fase negativa del índice ENSO, conocida como La Niña. 3 Véase Anexo III para más información.

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INTRODUCCIÓN Tras el éxito del seminario organizado en Febrero de 2005 y la publicación del informe “Estado de la

Investigación en Clima en España”, la Red Temática CLIVAR-España (http://clivar.iim.csic.es/) celebró un segundo seminario en Febrero de 2009, titulado "Clima en España: Pasado, Presente y Futuro", que reunió a más de un centenar de investigadores. El principal objetivo del seminario era congregar a la comunidad científica española que trabaja en el ámbito del clima, con el fin de elaborar un informe de síntesis sobre los aspectos físicos del cambio climático en la Península Ibérica (PI) y sus posibles causas. El documento que se pretendía elaborar era un informe abierto, consensuado y revisado, que evaluara la información existente sobre la evidencia de cambios en el clima (pasados y presentes), analizara y comparara de forma crítica los resultados, yendo más allá de una simple recopilación de hallazgos, y proporcionara conclusiones concretas y rigurosas. El informe iría destinado tanto a los científicos que desearan adquirir una visión integral del estado del arte de la investigación sobre variaciones climáticas en la PI, como a los responsables políticos que necesitaran información específica sobre los cambios climáticos registrados en nuestro país.

El presente documento es el resultado de esta cooperación entre la Red Temática CLIVAR-España y la comunidad de científicos del clima4. Está basado en las contribuciones de un gran número (>100) de investigadores y ha sido revisado tanto por los mismos contribuyentes como por revisores externos. Además de las contribuciones recibidas, el informe incluye conclusiones publicadas por otros autores extranjeros y nacionales, con el propósito de documentar todos los resultados relevantes. Es importante señalar que la información contenida en el informe está respaldada en su integridad por publicaciones sometidas a evaluación científica externa e indexadas en el Science Citation Index (SCI).

La PI está situada en una zona climática de transición entre latitudes templadas y tropicales. La existencia de ambientes semidesérticos, mediterráneos, atlánticos y de alta montaña da lugar a importantes variaciones espaciales de temperatura y precipitación a las que se añade una gran variabilidad interanual. En el último resumen del IPCC, la región del sur de Europa ha sido señalada como una zona de especial vulnerabilidad frente al cambio climático, para la cual se pronostica un aumento de los fenómenos extremos, una disminución de las precipitaciones y un aumento de las temperaturas. El déficit hidrológico de buena parte de la PI, la conocida fragilidad de los ecosistemas mediterráneos y la dependencia del agua que tiene nuestra sociedad, tanto para consumo directo como para poder desarrollar actividades agrarias e industriales, hacen que la PI sea particularmente sensible a los cambios climáticos rápidos. Los costes previstos en los escenarios de cambio climático futuro son elevados e incluyen pérdidas económicas debidas al incremento en la frecuencia e intensidad de eventos extremos tales como sequías y lluvias torrenciales, pérdida de biodiversidad, etc. Por todo ello es fundamental entender y anticipar los cambios futuros del clima en nuestra región, para poder implementar estrategias de adaptación y mitigación.

Comprender las causas y los efectos de las perturbaciones del clima así como las sinergias del sistema climático es un reto científico complejo. Para entender el sistema climático a escala regional es necesario adoptar un punto de vista amplio que proporcione un conocimiento detallado de la dinámica del clima y de su variabilidad. Por esta razón este informe sobre el clima de la PI se estructura en cinco secciones que abarcan desde el clima pasado hasta el clima futuro, pasando por otras tres secciones en las que se evalúan los cambios climáticos actuales y las causas de variabilidad climática en la PI.

En la sección “REVISIÓN DE LAS RECONSTRUCCIONES PALEOCLIMÁTICAS EN LA PENÍNSULA IBÉRICA DESDE EL ÚLTIMO PERIODO GLACIAL” se presenta el estado de la cuestión en investigación paleoclimática en la PI. Este capítulo proporciona un marco de referencia para comprender la magnitud y velocidad del cambio climático actual. Los resultados más relevantes procedentes de registros tanto marinos como continentales permiten caracterizar la sensibilidad de la PI a cambios climáticos pasados. Algunos de los cambios climáticos del pasado tuvieron un impacto directo en las comunidades humanas causando migraciones, cambios en los patrones de ocupación e incluso impulsando el desarrollo o colapso de algunas civilizaciones de la PI. En este capítulo se aborda la sincronización entre los

4 La elaboración de este informe ha contado con el apoyo del Ministerio de Ciencia e Innovación, a través de la Acción Complementaria Internacional (PCI2006-A5-0518). Queremos agradecer la tarea de evaluación de una decena de expertos internacionales y las tareas de edición por parte de Paula C. Pardo, Trinidad Rellán y Marcos Campos.


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cambios climáticos ocurridos en la PI y los cambios globales y/o hemisféricos, y se evalúan las evidencias de cambios climáticos abruptos en el pasado.

Para poder detectar los cambios climáticos de carácter antropogénico que puedan estar produciéndose en la actualidad es indispensable también enmarcarlos en la evolución climática natural ocurrida en el pasado más reciente. En la sección “TENDENCIAS ATMOSFÉRICAS EN LA PENÍNSULA IBÉRICA DURANTE EL PERÍODO INSTRUMENTAL EN EL CONTEXTO DE LA VARIABILIDAD NATURAL” se discuten los cambios recientes observados en las principales variables atmosféricas (temperatura y precipitación) en el contexto de los cambios ocurridos a lo largo de todo el siglo XX. Mediante un nuevo análisis de tendencias de precipitación a escala peninsular, se ilustran los problemas asociados a su gran variabilidad interna y a la reducida longitud del registro observacional.

El océano es un importante regulador del clima. En la sección “VARIABILIDAD OCEÁNICA Y DE NIVEL DE MAR EN EL ENTORNO DE LA PENÍNSULA IBÉRICA” se describe y analiza la variabilidad temporal en temperatura y salinidad de las aguas de las distintas cuencas marinas que rodean a la PI, con especial atención a los cambios en el nivel del mar. Los cambios de salinidad y temperatura oceánicas y de los flujos de energía océano-atmósfera afectan a las corrientes costeras y oceánicas así como al nivel del mar. Otros aspectos considerados son la estimación del calor absorbido por el mar, los cambios en las tasas de formación de masas de agua y en sus propiedades termohalinas, y la ventilación de las capas profundas. Se comentan también los efectos que la interacción océano-atmósfera tiene sobre los sistemas costeros como es el caso del descenso del afloramiento provocado por el debilitamiento de los vientos alisios.

En la sección “TELECONEXIONES CLIMÁTICAS EN EL ENTORNO DE LA PENÍNSULA IBÉRICA. PREDICTABILIDAD Y CAMBIOS ESPERADOS.”, se analizan las teleconexiones atmosféricas que dominan la variabilidad climática del sector Euro-Atlántico a escalas de tiempo desde estacionales a decadales, haciendo especial hincapié en la NAO y la ENSO. El conocimiento de las teleconexiones entre climas regionales alejados entre sí permite comprender las direcciones en las que se manifiesta la variabilidad del clima. Su diagnostico es útil para predecir cambios en el clima en una región específica conociendo las evoluciones del mismo en otras zonas. Mediante el análisis de observaciones y de experimentos con modelos de circulación general se examinan los forzamientos oceánicos y los impactos de dichas teleconexiones en la temperatura y precipitación de la PI y se discuten los posibles mecanismos subyacentes a las teleconexiones encontradas. Finalmente, se apuntan los cambios esperados en las teleconexiones en escenarios de clima futuro.

En la última sección ‘PROYECCIONES REGIONALES DE CLIMA SOBRE LA PENÍNSULA IBÉRICA: MODELIZACIÓN DE ESCENARIOS DE CAMBIO CLIMÁTICO” se analizan las distintas técnicas de regionalización aplicadas a la elaboración de escenarios de clima futuro en la PI. Además de los cambios en el estado medio del clima, se comentan los cambios en la variabilidad interanual y en la frecuencia de fenómenos extremos. La modelización numérica es un instrumento clave en la predicción del clima futuro. El informe AR4 del IPCC5 establece varios escenarios hipotéticos de emisiones de gases de efecto invernadero para realizar experimentos con modelos globales. Considerando estos escenarios como base de partida y con ayuda de los resultados obtenidos con modelos globales se han implementado modelos regionales para afinar las proyecciones climáticas en el dominio de la PI. Al tratarse de una región de gran complejidad, la sensibilidad de la PI a cambios en las condiciones climáticas es muy elevada y las incertidumbres deben ser consideradas con cuidado. En consecuencia, se presenta una validación de las diferentes técnicas de regionalización, haciendo hincapié en los aspectos más robustos de las mismas, y una cuantificación de las diversas fuentes de incertidumbre.

El informe pone de manifiesto lagunas de conocimiento e incertidumbres importantes que es preciso resolver para poder aumentar nuestra confianza en las predicciones sobre la evolución del clima a corto y largo plazo y anticipar mejor los efectos e impactos de futuros cambios en el clima.

5 Véase Anexo III para una breve descripción de los mismos.

CLIVAR – España Paleoclima

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Capítulo 11

REVISIÓN DE LAS RECONSTRUCCIONES PALEOCLIMÁTICAS EN LA PENÍNSULA IBÉRICA

DESDE EL ÚLTIMO PERIODO GLACIAL

Autores: Isabel Cacho1, Blas Valero Garcés2, Penélope González Sampériz2 1 Dept. Estratigrafía Paleontología e Geociencia Marinas Facultad de Geología, Universidad de Barcelona 2 Instituto Pirenaico de Ecología, Zaragoza (CSIC).

Contribuyentes: Roberto Bao3, Jordi Catalán4, Guillermo Francés5, Jaume Frigola6, David Gallego Torres7, J. M. García Merino8, Fidel González Rouco9, Joan Grimalt10, Francisco Jiménez Espejo11, José Antonio López Sáez12, Francisca Martínez Ruiz13, Belén Martrat10, Melisa Menéndez14, Marisa Montoya15, Mario Morellón2, Ana Moreno2, Pablo Ortega Montilla15, Sergi Pla4, Mayte Rico2, Julio Rodríguez16, Miguel Ángel Saz Sánchez17, Rainer Zahn18, Caridad Zazo19. 3 Facultade de Ciencias, Universidade da Coruña 4 Centro de Estudios Avanzados de Blanes (CSIC) 5 Departamento de Geociencias Marinas, Universidad de Vigo 6 GRC Geociències Marines, Departament d'Estratigrafia, Universidad Barcelona 7 Instituto Andaluz de Ciencias de la Tierra, Facultada de Ciencias, Universidad Granada 8 Departamento de Ingeniería Civil y de la Edificación, ETSI Caminos, Canales y Puertos Universidad Castilla La Mancha 9 Departamento Física de la Tierra, Astronomía y Astrofísica II, Universidad Complutense de Madrid 10 Institute Environmental Assessment & Water Research (CSIC) 11 Institute of Biogeosciences, Japan Agency for Marine-Earth Science and Technology (JAMSTEC), Japón 12 Instituto de Historia, Centro de Ciencias Humanas y Sociales (CSIC), 13 Instituto Andaluz de Ciencias de la Tierra, Granada (CSIC) 14 ETSI Caminos, Canales y Puertos, Universidad Santander 15 Departamento Astrofísica y Ciencias de la Atmósfera, Universidad Complutense de Madrid 16 Departamento Estratigrafía y Paleontología, Universidad del País Vasco 17 Departamento de Geografía y Ordenación del Territorio, Universidad de Zaragoza 18 Institució Catalána de Recerca i Estudis Avançats, ICREA, Universidad Autónoma de Barcelona 19 Museo Nacional de Ciencias Naturales (CSIC)

ÍNDICE

1.- Introducción

2.- Impacto de los últimos grandes cambios climáticos en Iberia

2.1.- Condiciones climáticas durante el Último Máximo Glacial (LGM)

2.2.- Los grandes cambios durante la deglaciación

2.3.- ¿Existió un “Óptimo climático Holoceno” en Iberia?

2.4.- Holoceno tardío: cuándo y cómo ocurrió la mayor transición Holocena

3.- Impacto de la variabilidad climática rápida en Iberia

3.1.- Variabilidad Glaciar: Eventos de Heinrich y Ciclos de Dansgaard-Oeschger

3.2.- ¿Hubo un Younger Dryas en Iberia?

3.3.- El 8.2 y variabilidad climática abrupta de Holoceno

3.4.- Los últimos 3000 años

4.- Conclusiones

5.- Referencias

Cita: Cacho I., Valero Garcés B. y González Sampériz P., 2010. Revisión de las reconstrucciones paleoclimáticas en la Península Ibérica desde el último periodo glacial, In Clima en España: pasado,presente y futuro (Pérez F. Fiz and Boscolo Roberta Editores) 9-24 pp.


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1.- Introducción

La historia climática del planeta Tierra ofrece oportunidades únicas para conocer la sensibilidad de una región determinada a un cambio climático y nos permite analizar los procesos responsables de alterar las condiciones climáticas a escala regional. En las últimas décadas, ha existido una intensa actividad científica dirigida al estudio del clima pasado de la Península Ibérica (PI) y su mar circundante. La importancia de esta investigación paleoclimática reside en su capacidad de evaluar la variabilidad climática más allá de la amplitud de los cambios observados dentro del periodo instrumental moderno. Este capítulo pretende dar una visión breve del estado del conocimiento al respecto y sintetizar los trabajos principales. La primera conclusión que se puede extraer de esta revisión es que la PI es particularmente sensible a la variabilidad climática global a diferentes escalas de tiempo, tanto en lo referente a episodios glaciales-interglaciales como a cambios de carácter más rápido (décadas-siglos). Esto demuestra que el sistema climático puede reorganizarse de una manera muy significativa a escala de generaciones humanas. En general, las reconstrucciones disponibles demuestran que el clima peninsular ha estado condicionado particularmente por la dinámica climática del Atlántico Norte y las sinergias entre fluctuaciones de la criosfera (volumen de hielo, límite meridional del hielo marino e icebergs), hidrosfera (disposición y temperaturas de las corrientes marinas) y atmósfera (situación e intensidad del anticiclón de las Azores y sistema de vientos). Sin embargo, cabe resaltar que algunos patrones de cambio, particularmente durante el Holoceno, parecen estar ligados con la evolución climática del Norte de África, lo que sugiere una influencia también de los procesos de latitudes medias y bajas controlados por la dinámica de los trópicos. Los cambios en el balance precipitación – evaporación han sido muy significativos incluso en el Holoceno identificándose el impacto de algunos de ellos en los patrones de ocupación humana y en el desarrollo de algunas civilizaciones de la PI.

2.- Impacto de los últimos grandes cambios climáticos en Iberia

2.1.- Condiciones climáticas durante el último máximo glacial (LGM)

El último máximo glacial (LGM)2, definido como el periodo de tiempo con un mínimo eustático de 130 m por debajo del nivel del mar actual debido al gran desarrollo de los casquetes polares, ocurrió entre 19-23 Ka BP1 [Mix et al., 2001]. Sin embargo, en nuestras latitudes este periodo no se correspondió con las condiciones climáticas más extremas (frío, aridez, máxima extensión de los glaciares de montaña). Tal y como sucede en otros sistemas montañosos del Sur de Europa [Hughes and Woodward, 2008], el LGM no coincide con el máximo avance de los glaciares peninsulares [García-Ruiz et al, en prensa], ni en los Pirineos (> 30.000 años cal BP) [García-Ruiz et al., 2003; González-Sampériz et al., 2006] ni en la Cordillera Cantábrica (> 35.000 años cal BP3) [Jiménez Sánchez y Farias Arquer, 2002; Moreno et al. 2009a].

Las temperaturas superficiales del Mediterráneo Occidental durante el LGM fueron de unos 12.7ºC, es decir, unos 6ºC más frías que en la actualidad [Cacho et al., 2001; Martrat et al., 2004], pero las condiciones de máximo enfriamiento durante los últimos 50.000 años se dieron durante los eventos de Heinrich (HE2) (Fig. 1; Ver Apartado 4.1). El LGM en el Mediterráneo occidental se puede describir como un periodo de temperaturas glaciales relativamente cálidas y estables, condiciones que debieron aumentar los gradientes térmicos meridionales y con ello el transporte de humedad a latitudes altas, con el consecuente crecimiento de los mantos de hielo [Cacho et al., 2001].

Diversas secuencias polínicas peninsulares muestran condiciones frías y/o áridas durante el LGM (e.g., Padul [Pons y Reille, 1988]; Banyoles [Pérez-Obiol y Julia, 1994]; Lagoa de Lucenza [Muñoz Sobrino et

al., 2001]; Laguna Sanguijuela [Muñoz Sobrino et al., 2004]; Navarrés [Carrión y Van Geel, 1999]; El Portalet [González-Sampériz et al., 2006]). Estos datos son consistentes con los datos polínicos obtenidos en secuencias marinas, que muestran un desarrollo de la vegetación árida, pero inferior al producido durante los HEs (Fig. 1) [Fletcher y Sánchez Goñi, 2008]. Otros registros lacustres sugieren que, aunque se dieron

2 Último Máximo Glacial, último periodo de máxima extensión de los casquetes glaciares continentales. 3 BP: Before Present, quiere decir años antes del 1950. Todas las edades presentadas en este capítulo son edades calendario, ello quiere decir que las edades estimadas a partir de dataciones de 14C han sido corregidas para expresarlas en edades calendario.


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condiciones áridas durante este periodo, la máxima aridez ocurrió con posterioridad [Morellón et al., en

prensa] o con anterioridad (El Cañizar de Villarquemado, [Valero-Garcés et al., 2007]). Incluso algunas

saladas del centro del Valle del Ebro (Tabla 1) [Valero-Garcés et al., 2000a,b; González-Sampériz et al.,

2005] muestran fases de mayor disponibilidad hídrica durante el LGM, lo que permitió la preservación de

sedimentos, en contraposición a los periodos de aridez que acentúan la erosión eólica y provocan hiatos

sedimentarios en este tipo de depósitos [González-Sampériz et al., 2008].

Tabla 1.- Listado de los trabajos de secuencias polínicas en la PI indicando su localización. Localización Ámbito Geográfico Referencia bibliográfica

Banyoles NE - Girona [Pérez-Obiol and Julia, 1994]

Cañada del Gitano S - Granada [Carrión et al., 2007]

Cueva de Gorham S - Gibraltar [Carrión et al., 2008]

El Cañizar de Villarquemado NE - Teruel [Valero-Garcés et al., 2007]

El Portalet NE - Huesca - Pirineos centrales [González-Sampériz et al., 2006]

Enol NW - Asturias [Moreno et al.2009a; en prensa]

Hoyos de Iregua N - La Rioja – Sistema Ibérico [Gil-García et al., 2002]

La Carihuela S - Granada [Carrión et al., 1998: Fernández et al, 2007]

Lago Estaña NE - Huesca [Morellón et al. 2008, 2009; en prensa]

Lagoa de Lucenza NW - Lugo [Muñoz Sobrino et al., 2001; Santos et al., 2000]

Lagoa Marinho NW - Portugal [Ramil-Rego et al., 1993]

Laguna de Villena S - Alicante [Yll et al., 2003]

Laguna Sanguijuela NW - Zamora [Muñoz Sobrino et al., 2004]

MD95-2043 S - Mar de Alborán [Fletcher and Sánchez Goñi, 2008]

Navarrés E - Valencia [Carrión and Van Geel, 1999]

Padul S- Granada [Pons and Reille, 1988]

Quintanar de la Sierra N – Burgos – Sistema Ibérico [Peñalba et al., 1997]

Salada de Mediana NE - Zaragoza -Valle del Ebro [Valero-Garcés et al., 2000a, b; González-Sampériz et al., 2005]

San Rafael S – Almería [Pantaleón-Cano et al., 2003]

Sanabria NW - Zamora [Allen et al., 1996]

Siles S - Jaén [Carrión, 2002]

Tramacastilla NE – Huesca – Pirineos Centrales [Montserrat-Martí, 1992]

La cuenca marina mediterránea, con una reducción volumétrica significativa dado el bajo nivel del

mar, fue altamente sensible a las condiciones de aridez relativa. Estas condiciones aumentaron las tasas de

evaporación – precipitación, favoreciendo la formación de masas de agua más salinas y densas [Sierro et al.,

2005; Cacho et al., 2006], que permitieron una buena ventilación del Mediterráneo Occidental profundo

[Jiménez-Espejo et al., 2008]. Este aumento de densidad de las masas Mediterráneas durante el LGM se vio

reflejado en un aumento en la densidad y velocidad de las aguas de salida del Mediterráneo hacia el Atlántico,

tal y como lo documentan el registro sedimentario del sistema deposicional contornítico del Golfo de Cádiz

[Llave et al., 2006].

2.2.- Los grandes cambios durante la deglaciación La última deglaciación supuso el último gran cambio climático a escala planetaria, con un aumento

generalizado de las temperaturas y de las concentraciones atmosféricas de gases con efecto invernadero,

además de múltiples cambios oceánicos y atmosféricos. A nivel regional, el impacto y duración de los

cambios fueron muy diferentes, y su precisa caracterización es importante para identificar los procesos,

atmosféricos y/o marinos, responsables de la transmisión de cambios climáticos globales. En el contexto

marino, el calentamiento asociado a la última deglaciación fue del orden de 5ºC en las aguas superficiales del

margen atlántico peninsular [Cacho et al., 2001; Pailler y Bard, 2002; Martrat et al., 2007] y más intenso en

la cuenca mediterránea, del orden de 8ºC en las aguas superficiales del Mar de Alborán (Fig. 1) [Cacho et al.,

2001; Martrat et al., 2004] e incluso mayor en cuencas más centrales Mediterráneas como la cuenca Balear

[Jiménez-Espejo et al., 2008] o la del Tirreno [Cacho et al., 2001]. El océano profundo también se calentó,

unos 4ºC en aguas intermedias del Atlántico Norte y de 2ºC en aguas profundas Atlánticas [Rodríguez-Lázaro

y Cronin, 1999] como resultado de una reorganización del Atlántico profundo con consecuencias climáticas a

escala global [Martínez-Méndez et al., 2008 y 2009 en prensa]. Es importante remarcar que el inicio del

calentamiento en la PI asociado a la última deglaciación se produjo hace unos 15.5 Ka BP, en paralelo al

calentamiento detectado en Groenlandia y en otros registros del Atlántico Norte.


12

Figura 1. Comparación de diferentes registros paleoclimáticos de la PI y Mediterráneo Occidental cubriendo

buena parte del último periodo glacial y la deglaciación. Las bandas grises verticales resaltan la posición de los

eventos de Heinrich y del Younger Dryas. LGM indica el último máximo glacial. De arriba abajo: Isótopos de O2

medidos en el hielo de Groenlandia en el testigo GISP2 [Grootes et al., 1993]. Temperaturas de las aguas

superficiales del mar de Alborán estimadas en el testigo MD95-2043 [Cacho et al., 1999]. Isótopos del O2 medidos en

foraminíferos bentónicos en el testigo MD99-2343 del norte de Menorca [Sierro et al., 2005]. Porcentaje de polen de

vegetación semi-desértica medido en el testigo MD95-2043 del Mar de Alborán [Fletcher y Sánchez Goñi, 2008].

Las secuencias polínicas de la PI, tanto de registros continentales como marinos, corroboran esta

sincronía entre la deglaciación peninsular y la del Atlántico Norte. Estos registros muestran un rápido

desarrollo forestal asociado a esta transición. Los taxones arbóreos que caracterizan estos cambios están

dominados tanto por coníferas como por árboles caducifolios, lo que confirma que el incremento de

temperaturas vino acompañado de un aumento de la humedad. Este patrón climático se dio tanto al norte como

al sur de la península, y tanto en la vertiente Mediterránea como en la Atlántica (Tabla 1) [Pons y Reille, 1988;

Pérez-Obiol y Julia, 1994; Carrión et al., 1998; Muñoz Sobrino et al., 2001; Carrión, 2002; González-

Sampériz et al., 2006; Fernández et al., 2007; Fletcher y Sánchez Goñi, 2008]. El aumento de las condiciones

de humedad asociado a la última deglaciación se ve también corroborado por otros datos sedimentológicos y

geoquímicos que indican un ascenso del nivel de agua en algunos lagos (Portalet, Estanya, Salada de

Mediana) [Morellón et al., 2008] o la instalación de una lámina de agua de carácter permanente en ambientes

de saladas [Valero-Garcés et al., 2000 a y b]. Algunos estudios también indican que este aumento de la

humedad fue acompañado de un calentamiento de las aguas lacustres (El Portalet, [González-Sampériz et al.,

2006]).

Sin embargo, un análisis detallado de los registros polínicos sugiere que las características del

calentamiento no fueron homogéneas a lo largo de la península. En el interior de Iberia, región más

continental, la asociación polínica indica una persistencia relativa de las condiciones de aridez durante la


13

deglaciación y un ascenso lento de las temperaturas [Peñalba et al., 1997; Muñoz Sobrino et al., 2001]. En

cambio, en el sur de la península, las asociaciones reflejan un aumento más importante y muy rápido de las

temperaturas [Pons y Reille, 1988; Carrión, 2002; Pantaleón-Cano et al., 2003; Carrión et al., 2008]. En el

norte y noreste de la península, las reconstrucciones polínicas muestran una situación intermedia con un

ascenso bastante rápido tanto de temperaturas como de humedad [Pérez-Obiol y Julia, 1994; Montserrat-

Martí, 1992; González-Sampériz et al., 2006].

La ventilación del Mediterráneo Occidental está gobernada por el sistema de formación de aguas

profundas en el Golfo de León, que es muy sensible a las condiciones climáticas mediterráneas. Durante la

última deglaciación, en el Mediterráneo Occidental se produjo una intensa reducción de la ventilación del

fondo marino, iniciándose hace unos 15 Ka, y acentuándose notablemente a 11 Ka BP [Cacho et al., 2002 y

2006; Jiménez-Espejo et al., 2008]. Se cree que el aumento de humedad redujo las tasa de evaporación -

precipitación de la cuenca y favoreció un mayor estratificación de las aguas [Frigola et al., 2008], pero esta

estratificación se vio en buena parte inducida por la subida del nivel del mar [Rogerson et al., 2008].

2.3.- ¿Existió un “óptimo climático Holoceno” en Iberia?

Nuestro periodo interglacial actual, denominado Holoceno, comenzó hace 11.7 Ka BP [Walker et al.,

2009]. Registros marinos alrededor de la PI indican que las temperaturas máximas de las aguas superficiales

se registraron durante el Holoceno temprano, concretamente entre 10 - 9 Ka BP, con valores de 19ºC en el

margen atlántico [Pailler y Bard, 2002; Martrat et al., 2007] y de casi 20ºC en el Mar de Alborán [Cacho et

al., 2001; Martrat et al., 2004]. Estos registros coinciden en señalar que las máximas temperaturas se

alcanzaron al inicio del Holoceno, y desde entonces han descendido progresivamente del orden de 1ºC, pero

sin marcar un límite claro que permita definirse como un óptimo climático desde el punto de vista de la

temperatura (Fig. 2). En el contexto terrestre es mucho más complicado establecer una evolución precisa de

las temperaturas Holocenas. Se han hecho algunos intentos de reconstrucción de temperaturas atmosféricas a

partir de registros polínicos a nivel Europeo, pero estas reconstrucciones no son representativas de las

condiciones peninsulares dada la escasez de datos que incluyen para esta región [Davis et al., 2003]. Cabe

destacar, sin embargo, una reconstrucción de las condiciones climáticas de alta montaña (Lago Redó,

Pirineos) basada en estomatocistos de crisófitas [Pla y Catalán, 2005] y que se interpreta como un indicador

de “la anomalía de altitud” que refleja cambios en las condiciones climáticas de invierno - primavera. Esta

reconstrucción tampoco permite identificar la presencia de un óptimo Holoceno ya que el registro muestra

múltiples oscilaciones a escala de centenares de años, pero su evolución general a lo largo del Holoceno es

relativamente estable con una ligera tendencia al calentamiento (Fig. 2) y con los valores máximos durante

dos eventos de escala milenaria localizados uno en el Holoceno temprano, alrededor del 8.2, y otro durante el

Holoceno tardío asociado al óptimo Medieval (Ver apartado 3.3 y 3.4).

La existencia de un óptimo climático Holoceno sí parece tener una mejor definición desde el punto de

vista hidrológico. Numerosos registros, marinos y terrestres, sugieren que las condiciones climáticas al inicio

del Holoceno fueron significantemente más húmedas que durante el Holoceno tardío. Sin embargo, dicho

óptimo parece que no fue sincrónico a lo largo de la península. En la mitad norte de Iberia, el momento más

húmedo se dio antes de los 8 Ka BP [Allen et al., 1996; González-Sampériz et al., 2006; Montserrat-Martí,

1992; Moreno et al., en prensa; Muñoz Sobrino et al., 2001; Peñalba et al., 1997; Pérez-Obiol y Julia, 1994].

Sin embargo, en el levante y sur (Iberia Mediterránea) el máximo de humedad es algo más tardío, entre 7 y 6

Ka BP [Pons y Reille, 1988; Carrión, 2002; Fernández et al., 2007; Carrión et al., 2007 y 2008]. El inicio de

las condiciones húmedas del Holoceno temprano parece que tampoco fue sincrónico a lo largo de la península.

En algunas zonas del NE hay indicios que lo sitúan a 9.5 Ka BP [Morellón et al., 2009] pero registros del

sureste español lo reflejan más tarde, hace unos 8 Ka BP [Pantaleón-Cano et al., 2003].

2.4.- Holoceno tardío: cuándo y cómo se dio la mayor transición Holocena

A lo largo del Holoceno ha habido un progresivo descenso en la insolación estacional causado por los

cambios periódicos de la órbita terrestre (parámetros de precesión, oblicuidad y excentricidad). Estas

fluctuaciones en la insolación se vieron acompañadas de grandes cambios hidrológicos en varias regiones del

planeta, principalmente asociados a cambios en la dinámica de los monzones. En concreto, se han

caracterizado con precisión en el continente Africano [deMenocal et al., 2000; Kropelin et al., 2008]. En la


14

región Mediterránea, se ha definido una fase Holocena de transición de condiciones húmedas a áridas entre 7 -

5.5 Ka BP [Jalut et al., 2009], coincidiendo con el final del llamado Periodo Húmedo Africano [deMenocal et

al., 2000]. Múltiples registros marinos y terrestres reflejan dicha transición Holocena en el contexto de la PI,

pero cabe remarcar que la duración y cronología de la transición tiene variaciones regionales significativas.

Registros marinos del Mediterráneo Occidental que reflejan cambios en la intensidad de aportes

fluviales, marcan un periodo de transición hacia condiciones de más aridez hace 4 ka BP [Frigola et al.,

2007]. La gran mayoría de registros continentales ha detectado esta aridificación general del clima, pero

numerosas evidencias indican que se inició antes. Por ejemplo, la escasez de registros lacustres conservados

entre 7 - 5 Ka BP y su práctica ausencia entre 5 - 2 Ka BP en los depósitos de las saladas del Valle del Ebro,

evidencian un periodo de aridez prolongado y una acción eólica intensa [González-Sampériz et al., 2008]. En

el noroeste de la península, en el registro del Lago Enol, se observa persistencia en la estabilidad forestal

porque el bosque está muy desarrollado, pero algunas diferencias en las proporciones arbóreas indican

condiciones más secas a partir de 8.6 Ka BP, intensificándose hacia el 7.5 y prolongándose hasta 4.6 Ka BP

[Moreno et al., en prensa]. Este registro encaja con otras secuencias de lagos, turberas y suelos del noroeste de

la península, que indican un importante deterioro de la cubierta vegetal y una intensa actividad erosiva entre 7

- 5.5 Ka BP. Aunque es posible que estos cambios fueran amplificados por una fuerte antropización y su

consecuente alteración del paisaje en la región [Martínez-Cortizas et al., 2009], todos los registros apuntan a

que el clima dominante era más seco y frío entre 5.5 y 3.3 Ka BP [Martínez-Cortizas et al., 2009]. En el

Pirineo, los lagos de Tramacastilla y El Portalet coinciden en apuntar un inicio de condiciones más secas a

partir de 8 - 7.5 Ka BP [Montserrat-Martí, 1992; González-Sampériz et al., 2006], y el impacto de la actividad

antrópica sobre el paisaje en esta zona se ha detectado hacia 4 Ka BP [Montserrat-Martí, 1992] más tarde que

en el caso de la región Cantábrica. Archivos costeros del sur de la península también indican una transición a

condiciones de mayor aridez entre 7 - 5 Ka BP [Zazo et al., 2008]. Secuencias polínicas recogidas en testigos

marinos de Alborán registran el declive de los bosques del sur de la península con un cierto retardo, hacia 5.4

Ka BP [Fletcher y Sánchez Goñi, 2008]. Esta fase de aridificación también se detecta en secuencias polínicas

continentales del sur de España, y en algunas zonas sí que pudo verse amplificada por la acción del hombre

(Cañada del Gitano, [Carrión et al., 2007]). Esta transición Holocena dio paso a unas condiciones

relativamente áridas que alcanzaron su máxima expresión en el sur de la península entre 4.5 - 2.8 Ka BP

[Martín-Puertas et al., 2008]. Esta crisis de aridez se cree fue el desencadenante, junto a la sobreexplotación

de recursos naturales, del colapso de la cultura Argárica [Carrión et al., 2007].

3.- Impacto de la variabilidad climática rápida en Iberia

3.1.- Variabilidad Glaciar: Eventos de Heinrich y Ciclos de Dansgaard-

Oeschger

Los ciclos de Dansgaard-Oeschger (D-O) y los HE4, originalmente descritos en Groenlandia y el

Atlántico Norte, tuvieron un fuerte impacto en la oceanografía del Mediterráneo Occidental y el clima de

Iberia. La rápida tele-conexión existente entre el Mediterráneo y el Atlántico Norte, asociada a estos cambios

climáticos rápidos, se identificó originalmente en el registro marino del Mar de Alborán a partir de una

reconstrucción de temperaturas marinas superficiales [Cacho et al., 1999]. Los HEs se identifican en este

registro como intervalos extremadamente fríos, incluso más que el LGM, alcanzando temperaturas mínimas

de 9ºC [Cacho et al., 1999; Martrat et al., 2004]. Las fases de enfriamiento y calentamiento de los ciclos de

D-O aparecen representadas en el registro de Alborán como rápidas oscilaciones de hasta 4ºC en pocos

centenares de años (Fig. 1).

Las características morfológicas y sedimentarias del margen ibérico son idóneas para la formación de

archivos climáticos de alta resolución y, ello ha permitido la obtención de registros extraordinarios para el

estudio de la variabilidad climática rápida del pasado, tanto en el margen Mediterráneo como en el Atlántico

[Shackleton et al., 2000; Tzedakis et al., 2004; Martrat et al., 2007]. Los numerosos trabajos desarrollados han

demostrado que durante los HEs las descargas de icebergs del Atlántico Norte llegaban con frecuencia al

margen Atlántico de la península [Eynaud et al., 2009 y referencias en él]. Estas descargas de sedimentos

4 HE: Heinrich Events, eventos de descarga masiva de icebergs y sedimentación de detritos en el Atlántico Norte.


15

transportados por los icebergs se han podido identificar hasta en el Golfo de Cádiz [Cacho et al., 2001].

Dentro ya del Mediterráneo no se han identificado estos sedimentos, pero sí la presencia de plancton de origen

polar. Además, los indicadores de salinidad estudiados confirman la presencia de aguas de baja salinidad

típicas de deshielo que se han podido trazar desde el Mar de Alborán hasta el Mar Balear y el Golfo de León

[Rohling et al., 1998; Cacho et al., 1999; Pérez-Folgado et al., 2003; Colmenero-Hidalgo et al., 2004; Sierro et al., 2005].

Figura 2. Comparación de diferentes registros paleoclimáticos Holocenos de la PI y Mediterráneo Occidental.

Las bandas grises verticales resaltan algunos de los eventos climáticos rápidos identificados en los registros, ver texto en apartado 3.3. De arriba abajo: Índice UP10 medido en el testigo marino MD99-2343 al norte de Menorca e indicador de la intensidad de las corrientes profundas [Frigola et al., 2007]. Índice de salinidad basado en la composición de los sedimentos del lago de Estanya [Morellón et al., 2008]. Índice de altitud calculado a partir del registro de restos de crisófitas del Lago Redó del Pirineo Oriental [Pla y Catalán, 2005]. Temperaturas de las aguas superficiales del mar de Alborán estimadas en el testigo MD95-2043 [Cacho et al., 2001].

El análisis detallado de las secuencias marinas ha permitido identificar que los cambios rápidos en la

oceanografía Mediterránea se vieron acompañados de cambios atmosféricos intensos. Los HEs se han podido

asociar a periodos de mayor intensidad en el transporte de polvo de origen Africano, una de las primeras

evidencias de la sensibilidad de zonas subtropicales a la variabilidad climática del Atlántico Norte [Moreno et al., 2002]. Por otro lado, se han identificado también cambios rápidos en los patrones de productividad

primaria del Mar de Alborán, con máximos durante las fases cálidas de los D-O que se han asociado a un

aumento del gradiente de presiones atmosféricas a cada lado del estrecho de Gibraltar, y su consecuente

intensificación de las corrientes y vientos regionales [Moreno et al., 2004]. Las secuencias polínicas

recuperadas en estos testigos marinos han producido unas reconstrucciones excepcionalmente largas y

continuas de la evolución de la cobertura vegetal en diferentes partes de Iberia y ofrecen la oportunidad de

establecer directamente la relación temporal entre los cambios de vegetación y del océano. Se ha mostrado

cómo la vegetación tuvo la capacidad de transformarse rápidamente, en pocos centenares de años,

paralelamente a los cambios oceánicos (Fig. 1). Estos testigos confirman que, tanto en el margen Atlántico

como en el Mediterráneo, durante las fases frías de los D-O y particularmente en aquellas asociadas a los HEs,


16

la vegetación dominante registrada era la estépica, reflejando condiciones de extrema aridez y frío [Sánchez

Goñi et al., 2000; Roucoux et al., 2001; Sánchez Goñi et al., 2002; Combourieu-Nebout et al., 2002; Roucoux

et al., 2005; Fletcher y Sánchez Goñi, 2008].

Las variaciones rápidas descritas, tanto en las propiedades de las aguas de entrada por el Estrecho de

Gibraltar como en las condiciones climáticas de la cuenca Mediterránea, tuvieron también su efecto en la

capacidad de formación de aguas Mediterráneas profundas y, por tanto, en las tasas de ventilación del fondo

marino (Fig. 1). Son ya varios los registros que confirman que durante las fases frías de los D-O hubo una

formación más intensa de aguas profundas, siendo éstas además bastante más densas que durante las fases

cálidas [Cacho et al., 2000; Sierro et al., 2005; Cacho et al., 2006; Frigola et al., 2008]. Estos cambios se

asocian a variaciones en la intensidad de los vientos del Noroeste (Tramontana y Mistral) sobre el Golfo de

León. Este patrón fue un tanto más complejo durante los HEs a causa de la incursión de las aguas de deshielo,

que amortiguaron la salificación de las aguas en un Mediterráneo extremadamente árido, dándose así un

modelo intermedio de formación de aguas intermedias [Frigola et al., 2008]. Reconstrucciones del Golfo de

Cádiz indican que durante los intervalos fríos de D-O la salida de agua Mediterránea se reforzó [Llave et al.,

2006; Voelker et al., 2006], y se ha hipotetizado que el consecuente aumento en el traspaso de sales del

Mediterráneo al Atlántico pudo haber favorecido la re-intensificación de la circulación profunda Atlántica.

Las citadas reconstrucciones polínicas en testigos marinos ofrecen registros continuos que cubren

diferentes periodos climáticos y que pueden además datarse con una precisión relativamente alta. Sin

embargo, estas secuencias marinas, al recoger polen de un amplio ámbito geográfico enmascaran posibles

diferenciaciones regionales que se identifican mejor a partir de registros continentales. Actualmente, son muy

limitados los registros terrestres que cubren el último periodo glacial con la resolución y el control

cronológico suficiente para identificar la variabilidad climática rápida glacial. La secuencia de El Portalet es

quizá una de las secuencias con mayor resolución, aunque no cubre todo el periodo glaciar. Esta secuencia

confirma que en el Pirineo durante los HEs dominaron condiciones de aridez y frío [González-Sampériz et al.,

2006]. Cabe resaltar que registros del Pirineo y de la Cantábrica, incluyendo nuevos datos de espeleotemas,

indican que el periodo de máxima aridez de los últimos 30 Ka se dio asociado al periodo denominado

“Mystery Interval”5 que incluye el HE1 [Morellón et al., en prensa; Moreno et al., en revisión a y b]. Estos

datos son consistentes con las reconstrucciones de las propiedades de las aguas profundas Mediterráneas que

indican que las aguas más densas se produjeron también durante este intervalo, justo antes de que la influencia

de las aguas de deshielo del HE1 llegase al Mediterráneo [Cacho et al., 2006].

3.2.- ¿Hubo un Younger Dryas en Iberia?

El Younger Dryas (YD), ocurrido entre 13 – 11.5 Ka BP, es quizá el periodo de variabilidad climática

rápida más extensamente estudiado en el mundo. El YD tuvo la peculiaridad de interrumpir el calentamiento

asociado con la última deglaciación, provocando unas condiciones semiglaciales, justo en un momento en que

la insolación recibida en el Hemisferio Norte era máxima debido a la combinación de los parámetros orbitales.

Aunque todavía existen muchas incertidumbres sobre el YD, está claro que fue asociado a una rápida

reorganización en el patrón de circulación del Atlántico Norte [Hughen et al., 2000]. Aunque algunos de los

trabajos paleoclimáticos de la PI y del Mediterráneo en general no han identificado ningún cambio asociado al

YD, el continuo incremento en las resoluciones de trabajo y la mejora de las cronoestratigrafías están

demostrando que sí tuvo un impacto notable, aunque con unas variaciones regionales significativas. En

muchos aspectos, los cambios asociados al YD tuvieron un carácter similar a los acontecidos durante los HEs,

pero existieron algunas claras diferenciaciones.

El YD se ha podido identificar en registros de polen de prácticamente toda la península: i) en el norte

y oeste [Allen et al., 1996; Ramil-Rego et al., 1998; Santos et al., 2000; Muñoz Sobrino et al., 2001; Vegas et

al., 2003; Moreno et al., en prensa]; ii) en el Sistema Ibérico [Peñalba et al., 1997; Gil-García et al., 2007];

iii) el Pirineo y noreste [Pérez-Obiol y Julia, 1994; González-Sampériz et al., 2006]; iv) el Levante y sur

[Pons y Reille, 1988; Carrión y Van Geel, 1999; Yll et al., 2003]. En general, estos registros indican

5 “Mystery Interval” denominación que se ha dado al periodo entre 17.5-14.4 Ka BP que abarca desde el final del último

máximo glacial hasta que se inicia la desglaciación en Groenlandia. Este periodo incluye el HE 1 [Denton et al., 2006].


17

condiciones de relativa aridez y, posiblemente también frío, pero de una intensidad inferior a las detectadas

durante el HE1 y otros HEs anteriores [Fletcher y Sánchez Goñi, 2008; Morellón et al., 2009]. Los numerosos

registros continentales presentan una alta variabilidad en la respuesta de la vegetación, que no siempre es

sincrónica. Ello puede deberse a la diferente resolución de trabajo, la existencia de refugios de vegetación

próximos a la secuencia estudiada, o a una sensibilidad diferencial de la vegetación local que determinaría una

respuesta variable en la señal ante una misma perturbación.

El carácter árido del YD también se pone de manifiesto en los registros marinos, como es el caso de la

cuenca Algero Provenzal [Jiménez-Espejo et al., 2007 y 2008]. De todos modos, algunos indicadores sugieren

que este periodo estuvo asociado a una alta variabilidad en el transporte fluvial, con picos que indicarían una

mayor erosión, en unas condiciones dominantes de aridez. El YD se ve representado por un enfriamiento de

unos 3ºC en el registro de temperaturas superficiales del Mar de Alborán [Cacho et al., 2001] y un aumento de

la productividad primaria, tanto en el Mar de Alborán [Bárcena et al., 2001] como en la cuenca Algero-

Provenzal [Jiménez-Espejo et al., 2008]. Estos cambios se han asociado a un reforzamiento del chorro de

entrada de agua Atlántica, propiciado por una intensificación de los vientos locales, situación que propició la

mezcla vertical y fertilización de las aguas superficiales.

En las montañas de la península se han descrito secuencias morrénicas posteriores al LGM y algunas

de ellas han sido adscritas al YD. Sin embargo, no existen todavía cronologías absolutas que confirmen que

esta fase de expansión de los glaciares corresponda realmente al YD. Algunos trabajos hacen sospechar que la

duración del YD tuvo una considerable diacronía a nivel regional, e incluso se discuten varias fases internas,

pero serían necesarios trabajos de mayor resolución con buenas cronologías para poder caracterizar mejor

estas diferencias.

3.3.- El 8.2 y variabilidad climática abrupta de Holoceno

Cada vez más estudios del Holoceno muestran oscilaciones con carácter rápido, de décadas a

centenares de años, que alteraron significativamente las condiciones climáticas aunque, de nuevo, con

marcadas diferencias regionales [Mayewski et al., 2004]. La oscilación que ha captado más interés es el

denominado evento del 8.2, haciendo referencia a su edad (8,2 Ka BP). Este es el evento Holoceno que se

manifiesta con más intensidad en el registro de Groenlandia. El impacto, duración y características de este

evento tienen una expresión geográfica muy diferenciada [Rohling y Palike, 2005]. En el contexto de la PI,

este evento no siempre presenta una señal clara, y en la mayoría de las secuencias polínicas continentales no

es evidente. Sin embargo, sí que existen algunos ejemplos en distintas secuencias de la península que

manifiestan un aumento de la aridez asociado al evento 8.2, como en Laguna Medina, Cádiz [Reed et al.,

2001] al sur o el lago de Estanya [Morellón et al., 2009] en el noreste. En las zonas más altas del Pirineo se

manifiesta como un evento árido y también frío [González-Sampériz et al., 2006] aunque el carácter frío no se

hace evidente para al menos las estaciones de invierno y primavera según el registro del Lago Redó [Pla y

Catalán, 2005]. Cabe decir que, a pesar de la relativa escasez de registros paleoclimáticos que muestran

claramente el impacto del 8.2, existen numerosas evidencias arqueológicas que indican un cambio en la

distribución de asentamientos prehistóricos en el Valle del Ebro asociados a este evento. Alrededor de 8.2 Ka

BP se observa una despoblación generalizada de las zonas bajas del Valle (esencialmente en la región

denominada “Bajo Aragón”) paralela a la aparición de asentamientos nuevos en cotas más altas de áreas

montañosas próximas. Esta evolución se ha asociado a un aumento de la aridez que forzó el desplazamiento de

los grupos de cazadores-recolectores hacia áreas menos limitadas en recursos hídricos [González-Sampériz et

al., 2009], poniendo de manifiesto el impacto que una oscilación climática relativamente modesta puede tener

en el desarrollo de las sociedades humanas.

El evento de 8.2 se identifica con mayor claridad en los registros marinos. Las reconstrucciones de

temperaturas de Alborán indican un enfriamiento del orden de 1ºC [Cacho et al., 2001] (Fig. 2). Este evento

se ha asociado también a un descenso en la productividad marina de la cuenca Algero-Balear [Jiménez-Espejo

et al., 2008]. Pero el mayor cambio en el Mediterráneo Occidental asociado al evento del 8.2 es una fase de

reventilación del fondo marino que pone fin a la última gran fase de relativo estancamiento que se había

iniciado con la deglaciación [Cacho et al., 2002; Rogerson et al., 2008]. Estos datos marinos confirmarían que

el evento del 8.2 vendría acompañado de un cambio en la climatología regional hacia una mayor aridez y

enfriamiento que potencialmente reforzarían la formación de aguas profundas occidentales.


18

Cabe decir que, cada vez más estudios destacan que el 8.2 no fue el único evento de variabilidad

climática rápida Holocena, sino que sucedieron toda una secuencia de eventos. Algunos de ellos se

manifiestan con mayor intensidad que otros y parece que son más fáciles de correlacionar entre diferentes

registros (Fig. 2). Por ejemplo, existen tres eventos Holocenos que destacan en el registro del Mar de Alborán

por su intenso enfriamiento relativo (8.2 Ka, 5.5 Ka y 1.3 Ka BP) y que parece ocurrieron durante fases

relativamente áridas (Fig. 2). Sin embargo, estos tres eventos fríos no destacan por su intensidad dentro de los

registros sensibles a la aridez, que muestran otros eventos Holocenos con una aridez comparable o incluso

mayor. Ello es indicador de que la intensificación del enfriamiento y de la aridez no han sido proporcionales, y

que algunas fases de aridificación ocurrieron en periodos con temperaturas relativamente altas (Fig. 2). De

todas maneras, serían necesarias más secuencias de alta resolución y bien datadas de cara a establecer con

precisión los patrones regionales de cambio climático.

3.4.- Los últimos 3000 años

Los últimos 3000 años6 son particularmente relevantes puesto que los registros paleoclimáticos

pueden ya contrastarse con registros históricos o incluso instrumentales para los tiempos más recientes.

Durante los últimos tres milenios se han descrito una serie de oscilaciones climáticas a escala de siglos y

décadas de alcance prácticamente global [Verschuren et al., 2000; Mann y Jones, 2003; Osbom, 2006; Valero-Garcés et al., 2006]. Entre estas oscilaciones, el periodo Húmedo Ibero – Romano

7, la Anomalía Climática

Medieval8 y la Pequeña Edad del Hielo

9, manifestaron un fuerte impacto en el ciclo hidrológico, aunque su

influencia a escala regional apenas comienza a caracterizarse [Cheddadi et al., 1997; González-Sampériz et al., 2008]. Este tipo de variabilidad climática se ha asociado a cambios en la actividad solar y en relación

también con cambios en los patrones de variabilidad climática interanual como la NAO (North Atlantic

Oscilation) pero esta posible relación es actualmente un tema de debate [Shindell et al., 2001; Kirov y Georgieva, 2002; Bard y Frank, 2006].

En el contexto de la PI los registros de los dos últimos milenios se han podido obtener en turberas

[Martínez-Cortizas et al., 1999], en la actividad fluvial [Benito et al., 2003], en las Rías y plataforma marina

gallega [Desprat et al., 2003; Álvarez et al., 2005; Abrantes et al., 2005; Lebreiro et al., 2006; Bérnardez et al., 2008 a y b], en la evolución costera [Bao et al., 2007], en el Mediterráneo [Frigola et al., 2007], estudios

geomorfológicos en la Cuenca del Ebro [Gutiérrez-Elorza y Peña-Monné, 1998], y numerosos estudios en

lagos: Estanya [Morellón et al., 2008; Riera et al., 2004], Redó [Pla y Catalán, 2005] Las Tablas de Daimiel

[Gil- García et al., 2007], Sanabria [Luque y Julià, 2002], Parque Nacional de Doñana [Sousa y García-Murillo, 2003], Archidona [Luque et al., 2004], Chiprana [Valero-Garcés et al., 2000c], Zoñar [Valero-Garcés et al., 2006; Martín-Puertas et al., 2008], y Taravilla [Moreno et al., 2008; Valero-Garcés et al., 2008].

En general, los registros disponibles muestran una gran variabilidad a escala de siglos y décadas

durante los últimos 2000 años. El Periodo húmedo Ibero-Romano, está especialmente bien caracterizado en un

registro lacustre del sur (Zoñar) [Martín-Puertas et al., 2009] donde se ha podido identificar su estructura en

una secuencia varvada: (i) una transición con incremento progresivo de la humedad del 2600 al 2460 BP; (ii)

el intervalo más húmedo del 2460-2140 BP; (iii) un intervalo árido que corresponde con la época imperial

romana entre 2140-1800 BP; y (iv) un periodo húmedo final entre 1800-1600 BP. Este último fue el periodo

más húmedo de los últimos 3500 años en la PI. La Anomalía Climática Medieval ocurrida más tarde se ha

detectado en varios registros como un periodo relativamente árido (p.ej., Estanya, [Morellón et al., 2009]) y

Zoñar [Martín-Puertas et al., 2009] y registros de turberas del Noroeste de la península indican temperaturas

relativamente cálidas [Martínez-Cortizas et al., 1999] que en el Pirineo podrían haber llegado a dar los

inviernos más cálidos del Holoceno [Pla y Catalán, 2005].

La transición entre la Anomalía Climática Medieval y la Pequeña Edad del Hielo (1400-1600 años

BP) está bien marcada en los registros marinos atlánticos (Ría de Vigo, Lisboa), pero parecen existir

6 Los últimos 3000 años hacen referencia a años BP y corresponde al tiempo desde el año 1050 AC a la actualidad.

7 Periodo Húmedo Ibero Romano

8 Anomalía climática Medieval (Medieval Warm Period) años 550-1300 de nuestra era o años AD.

9 Pequeña Edad del Hielo (Little Ice Age) años 1300-1850 de nuestra era o años AD.


19

significativas diferencias latitudinales en la península, o interferencia entre factores marinos (afloramiento de

aguas profundas y productividad) y terrestres (cambios en el aporte de los ríos) [p. ej., Abrantes et al., 2005;

Diz et al., 2002]. El comienzo de la Pequeña Edad del Hielo, está caracterizado en los registros continentales

por un aumento generalizado de la disponibilidad hídrica [Moreno et al., 2008; Benito et al., 2003]. Aunque el

descenso de temperaturas que se produjo durante la Pequeña Edad del Hielo pudo haber provocado un

descenso en las tasas de evaporación en zonas Mediterráneas durante época estival, el aumento significativo

en la recarga de acuíferos indicado por estos registros de lagos kársticos peninsulares (Lago La Cruz [Julià et

al., 1998]; Taravilla [Moreno et al., 2008]; Zoñar [Martín-Puertas et al., 2008]; Estanya [Morellón et al., en

prensa]), sólo pudo producirse por un aumento en las precipitaciones durante el invierno, es decir, por un

aumento de los vientos del oeste y un predominio de las condiciones de NAO negativa. Estos registros son

coherentes con los obtenidos cuenca alta del Tajo (Laguna de Taravilla) y en su desembocadura, y que revelan

un aumento en la frecuencia de las avenidas durante la Pequeña Edad del Hielo, consistente con el predominio

de valores negativos del índice NAO [Moreno et al., 2008; Lebreiro et al., 2006]. El registro del Lago Redó

(Pirineos) [Pla y Catalán, 2005] también muestra amplias oscilaciones climáticas dentro de la Pequeña Edad

de Hielo pero siempre relativamente frías, condiciones que debieron propiciar un avance de los glaciares en el

Pirineo [Chueca Cía et al., 2005] y también en Sierra Nevada [Gómez Ortiz et al., 1996].

La variabilidad climática de los últimos milenios se ha podido también correlacionar con cambios en

la actividad solar, observándose que condiciones de máxima aridez coinciden con etapas de máxima actividad

solar como es el caso de la Anomalía Climática Medieval entre otros y, en cambio, condiciones de mayor

humedad se corresponden con periodos de menor actividad como ocurre durante la Pequeña Edad del Hielo10

[Magny et al., 2008; Martín-Puertas et al., 2008; Morellón et al., en prensa].

Registros instrumentales permiten reconstruir la temperatura durante los últimos 150 años [Brunet et

al., 2006] y los documentos históricos y dendrocronológicos muestran los cambios en la frecuencia de eventos

extremos [Barriendos y Martín-Vide, 1998] y la influencia de la NAO en las sequías del NE peninsular desde

1600 [Vicente-Serrano y Cuadrat, 2007]. Estos registros muestran incrementos en la temperatura y la

precipitación durante el siglo XIV11

[Saz, 2003]) y un aumento de la precipitación en la costa Mediterránea

hacia el final de los siglos XVI, XVIII12

y durante la segunda mitad del siglo XIX13

.

4.- Conclusiones

La última glaciación y deglaciación tuvieron un gran impacto en el clima de la península y mares

adyacentes. Las temperaturas superficiales marinas durante el último máximo glacial eran del orden de 6ºC

más frías que en la actualidad, y el clima dominante era mucho más árido. Sin embargo, éste no fue el periodo

de máximo desarrollo de los glaciares de montaña de la PI, ni de condiciones climáticas más extremas sino

que las temperaturas más bajas y las mayores condiciones de aridez se alcanzaron durante los HEs,

particularmente durante el HE1 y el llamado “Mystery Interval”. La deglaciación produjo un calentamiento e

incremento de la humedad generalizado, aunque con intensidades y ritmos diferentes a lo largo de la

península. Los estudios indican que fue el sur de Iberia donde el calentamiento se produjo con mayor

intensidad y rapidez.

Las máximas temperaturas durante el Holoceno se alcanzaron en su fase inicial aunque se ha

determinado que la variabilidad térmica ha sido relativamente pequeña, al menos en el contexto marino (del

orden de 1 - 1.5ºC). Los mayores cambios Holocenos de la península han sido en su balance hídrico. El

óptimo Holoceno en Iberia puede caracterizarse como un periodo relativamente húmedo, en contraste con el

Holoceno reciente, en el que el clima aumentó su aridez. A pesar de que este patrón es muy consistente a lo

largo de toda la península, la transición húmedo-árido del Holoceno medio tuvo matices muy diferenciados.

En el norte, la humedad comenzó a remitir a partir de 8.6 Ka BP, mientras que al sur de la península se sitúa

más tarde, entre 7 - 5 Ka BP. En lo que sí coinciden la mayoría de reconstrucciones paleoclimáticas ibéricas es

10

Mínimos de Wolf (1282-1342 AD), (comienzo de la Pequeña Edad del Hielo), Sporer (1460-1550 AD), Maunder

(1645 - 1715 AD), y Dalton (1790-1830 AD). 11

Siglo XIV: 650-550 años BP; 1300-1400 años AD. 12

Siglo XVI: 450-350 años BP; 1500-1600 años AD. Siglo XVIII: 250-150 años BP; 1700-1800 años AD. 13

Segunda mitad del siglo XIX: 100-50 años BP; 1850-1900 años AD.


20

en resaltar que, hacia el 4 Ka BP ya se habían instalado unas condiciones generalizadas de relativa aridez. En algunas zonas de la península, particularmente en el sur, se llega a hablar de una importante crisis medioambiental por el incremento de la aridez y la sobreexplotación de los recursos naturales en este momento, llegando a asociarse a la extinción de la cultura Argárica.

Numerosos estudios indican que, tanto la PI como el Mediterráneo Occidental, se vieron intensamente afectados por cambios climáticos pasados de carácter rápido (pocos centenares de años) siguiendo los patrones de variabilidad típicos del Atlántico Norte, que fueron particularmente intensos durante el ultimo periodo glacial. Ello pone de manifiesto la fuerte conexión climática de estas dos regiones, conexión que se produjo tanto por vía oceánica, a través del desplazamiento de frentes oceánicos en el Atlántico y el intercambio de aguas por el estrecho de Gibraltar, como por vía atmosférica, particularmente a través de vientos. Muchos trabajos, tanto en registros marinos como continentales, subrayan que los HEs fueron los periodos climáticos más extremos en términos de frío y aridez, más incluso que el último máximo glacial.

La variabilidad climática rápida también ha estado presente durante todo el Holoceno, aunque con menor intensidad y por tanto, con una señal a veces más difícil de identificar. El evento Holoceno de 8.2 Ka BP se ha identificado en pocos registros continentales con un aumento de aridez y ligero enfriamiento, mientras que en registros marinos parece que se identifica con mayor intensidad, presentando cambios significativos en los patrones de circulación y productividad marina. A pesar de la relativamente modesta señal de este evento en el clima continental, los restos arqueológicos indican que pudo tener un gran impacto en la distribución de los asentamientos humanos en algunas regiones de la península como el Valle del Ebro. Existieron más eventos Holocenos de variabilidad climática rápida, entre los que habría que resaltar los ocurridos durante los últimos 2000 años, periodo en el que se ha comprobado un impacto muy significativo de cambios de baja a alta frecuencia (siglos a décadas) asociados al Periodo Húmedo Ibero- Romano, al Periodo Cálido Medieval y a la Pequeña Edad del Hielo.

Las investigaciones paleoclimáticas descritas en este capítulo demuestran la variabilidad del clima de la PI dentro de un amplio abanico de situaciones climáticas pasadas. Los resultados remarcan la alta sensibilidad del clima regional y los ecosistemas terrestres y marinos que responden directamente y casi sincrónicamente a cambios en la región nord Atlántica, particularmente a cambios en la circulación oceánica del Atlántico Norte y cambios consiguientes en los balances de calor marino y circulación atmosférica. El principal potencial de la investigación paleoclimática recae, por tanto, en el descubrimiento e identificación de los procesos primarios y mecanismos de retroalimentación asociados que controlaron el clima de la PI en el pasado. Para explotar este potencial en plenitud se necesita de la integración de paleo-datos en modelos numéricos y de una síntesis con el conocimiento moderno de la dinámica climática en la PI. Ello permitirá finalmente poner a prueba las proyecciones climáticas que se simulan con modelos numéricos y entender mejor los posibles climas futuros de la PI.

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CLIVAR – España Tendencias Atmosféricas

25

Capítulo 21

TENDENCIAS ATMOSFÉRICAS EN LA PENÍNSULA IBÉRICA DURANTE EL PERIODO INSTRUMENTAL

EN EL CONTEXTO DE LA VARIABILIDAD NATURAL

Autores: Ileana Bladé1 y Yolanda Castro-Díez

2

1 Departament d'Astronomia i Meteorologia, Facultat de Física, Universitat de Barcelona, 08028 Barcelona

2 Departamento de Física Aplicada, Facultad de Ciencias, Universidad de Granada, 18071 Granada

Contribuyentes: V. Altava-Ortiz1, R. Ancell

3, D. Argüeso

2, A. Barrera-Escoda

1, M. Brunet

4, N. Calvo

5, I.

Errasti6, M.J. Esteban-Parra

2, J. Fernández

7, D. Fortuny

1, M.D. Frías

7, M.C. Gallego

8, D. Gallego

9, S.R.

Gámiz-Fortis2, R. García-Herrer

5, J.A. Guijarro

10, J.M. Gutiérrez

11, S. Herrera

11, C. Izaguirre

12, J.M. Hidalgo-

Muñoz2, J.I. López-Moreno

13, M.L Martín

14, M.R. Pons

3, D. Rasilla

15, P. Ribera

9, F.S. Rodrigo

16, C.

Rodríguez-Puebla17

, S.M. Vicente-Serrano13

.

2 Agencia Estatal de Meteorología, AEMET CMT/CAS, Santander.

4 Centre on Climate Change (C3), Universidad Rovira i Virgili, Tarragona

5 Departamento de Física de la Tierra I, Facultad de Ciencias Físicas, Universidad Complutense de Madrid

6 Depto de Ingeniería Nuclear y Mecánica de Fluidos, Escuela Univ. de Ingeniería de Vitoria-Gasteiz, Universidad País Vasco

7 Departamento de Matemática Aplicada y Ciencias de la Computación. Universidad de Cantabria. Santander

8 Departamento de Física, Universidad de Extremadura, Badajoz

9 Facultad de Ciencias Experimentales, Universidad Pablo de Olavide, Sevilla

10 Agencia Estatal de Meteorología, Delegación Territorial en Illes Balears, Palma de Mallorca

11 Instituto de Física de Cantabria, CSIC-Universidad de Cantabria, Santander

12 Instituto de Hidráulica Ambiental, Universidad de Cantabria, Santander

13 Instituto Pirenaico de Ecología, CSIC, Zaragoza

14 Departamento de Matemática Aplicada, Campus de Segovia, Universidad de Valladolid

15 Departamento de Geografía, Urbanismo y OT, Universidad de Cantabria, Santander

16 Departamento de Física Aplicada, Universidad de Almería

17 Departamento de Física General y de la Atmósfera, Universidad de Salamanca

ÍNDICE 1.- Introducción

2.- Temperatura

3.- Precipitación

3.1.- Tendencias recientes de precipitación en la Península Ibérica.

3.2.- Reconciliando diferencias entre estudios publicados.

3.3.- Cambios en los extremos y características temporales de la precipitación

3.4.- Otras variables atmosféricas relacionadas con la precipitación

4.- Conclusiones

5.- Referencias

Cita: Bladé I. y Castro Díez Y., 2010. Tendencias atmosféricas en la Península Ibérica durante el periodo instrumental

en el contexto de la variabilidad natural, In Clima en España: pasado,presente y futuro (Pérez F. Fiz and Boscolo

Roberta Editores) 25-42 pp.


26

1.- Introducción

Uno de los objetivos centrales de este informe es proporcionar una respuesta lo más completa y

general posible a la pregunta de si el clima de la PI ha variado significativamente a lo largo del siglo XX y

comienzos del siglo XXI. Se pretende no solamente describir cómo y cuánto ha cambiado el clima sino

también valorar hasta que punto los cambios recientes observados pueden distinguirse de las variaciones

naturales acaecidas en el pasado y compararlos con las proyecciones de los modelos climáticos. El clima

varía de forma natural en todas las escalas de tiempo, pudiendo exhibir desde “picos” altamente inusuales a

cambios persistentes, sobre todo en escalas espaciales menores. Estas fluctuaciones se superponen a una

posible tendencia de cambio climático a largo plazo de origen antropogénico. La detección de la señal

antropogénica requiere pues la aplicación de métodos estadísticos que permitan distinguirla del ruido

climático.

En este capítulo se describen y evalúan los cambios observados en el clima atmosférico de la PI

durante el periodo instrumental y, de manera especial, en los últimos 50 años. Tal y como se usa en este

capítulo, la palabra “tendencia” se refiere a un cambio lineal altamente significativo (es decir con un nivel de

confianza superior al 95%) en el valor de alguna variable. Se analizan separadamente los resultados relativos

a la temperatura y a la precipitación y se dedica un pequeño apartado a otras variables.

2.- Temperatura

El estudio del clima del último milenio proporciona la perspectiva necesaria en la cual ubicar los

cambios recientes observados, permitiendo obtener estimaciones del rango de la variabilidad natural, detectar

el efecto de las actividades humanas, verificar las simulaciones hechas con modelos climáticos así como

(posiblemente) acotar la sensibilidad del sistema climático. En la PI, al igual que en el resto de Europa, el

clima del último milenio se caracteriza, a grandes rasgos, por un periodo cálido que incluye la Anomalía

Climática Medieval (MWP), un periodo de enfriamiento, o Pequeña Edad de Hielo (LIA), un regreso a

temperaturas más cálidas (a partir de mediados del siglo XIX) y, por último, la actual fase de calentamiento

[NRC, 2006]. Este aumento reciente de la temperatura, de carácter global y de origen muy probablemente

antrópico, se detecta claramente desde finales de los años 70, encontrándose que, con la excepción del año

1996, los últimos 15 años (1995-20092) han sido los más cálidos de los registros instrumentales [IPCC, 2007;

Informe de Copenhagen, 2009, de ahora en adelante IC2009]. En contraposición, los cambios regionales

ocurridos durante el MWP y LIA no parecen haberse producido de forma sincrónica [Jones and Mann, 2004].

La mayoría de reconstrucciones paleoclimáticas indican además que el calentamiento observado durante el

MWP no fue tan acusado ni tan extenso como el que se viene observando en las últimas décadas [Crowley

and Lowery, 2000; Bradley et al., 2003; Luterbacher et al., 2004; Osborn and Briffa, 2006] ! si bien existen

grandes incertidumbres sobre las temperaturas durante la primera mitad del milenio (ver sección 1). Así, el

último informe del IPCC señala que las temperaturas medias en el hemisferio norte durante la segunda mitad

del siglo XX han sido muy probablemente las más cálidas en los últimos 500 años, y probablemente también

en los últimos 1.300 años [IPCC, 2007].

Algunos estudios sugieren que durante el MWP y el LIA se produjeron también cambios importantes

en la circulación atmosférica y oceánica [Trouet et al., 2009; Lund et al., 2006; Keigwin y Boyle, 2000], lo

cual implicaría que el sistema climático es capaz de reorganizarse de forma abrupta ante un forzamiento

radiativo relativamente modesto. Ello a la vez podría indicar que ciertos aspectos de la sensibilidad climática

del planeta y de las retroacciones climáticas no son bien comprendidos.

Para poder disponer de un marco de referencia en el que enmarcar los cambios térmicos detectados en

la PI, cabe citar que el [IPCC, 2007] establece, entre los rasgos generales del cambio climático detectado en

2 El valor de la temperatura global en superficie para el año 2009 es una estima basada en los meses de Enero a Agosto.


27

la superficie y en la atmósfera, los siguientes (ver Capítulo 3 dedicado a las observaciones, cuyos datos

acaban de actualizarse mediante la publicación del IC2009):

• La temperatura superficial global media, en una estimación de la tendencia lineal en los últimos 100

años (1906-2005), presenta un aumento de 0.74°C ± 0.18°C. El ritmo de calentamiento en los últimos

50 años ha sido casi el doble que el de los últimos 100 años (0.13°C ± 0.03°C vs. 0.07°C ± 0.02°C por

década). En los últimos 25 años, esta tendencia se ha incrementado a 0.19ºC ± 0.05°C por década.

• Las temperaturas extremas muestran cambios consistentes con un calentamiento del clima. La

amplitud térmica diaria (DTR) ha disminuido en 0.07 °C/década durante el periodo 1950-2004 [Vose

et al., 2005], si bien desde el año 1979 no ha experimentando grandes cambios, como consecuencia

de un ritmo de crecimiento similar en las temperaturas máximas y mínimas.

• Los efectos de la isla urbana de calor son reales pero locales y no han sesgado las tendencias a gran

escala.

Este incremento en la temperatura global no está homogéneamente distribuido en la superficie,

variando en magnitud entre diferentes regiones y entre diferentes localizaciones dentro de una misma región.

Estas variaciones regionales se perciben también en el comportamiento de los valores extremos y en la DTR,

que exhibe tendencias negativas en muchas regiones del globo, mientras que en otras los cambios son de

signo opuesto o no son significativos [Heino et al., 1999; Bonsal et al., 2001].

En comparación con la relativa abundancia de trabajos que han examinado los cambios recientes en la

precipitación en la PI (ver sección 3), son escasos los estudios dedicados a comprobar si el aumento

inequívoco de la temperatura global se ha traducido en un calentamiento a nivel regional, y si este

calentamiento ha afectado en igual medida a todos los índices térmicos y a todas las estaciones del año. La

comparación entre diferentes trabajos, además, resulta complicada, ya que los periodos de estudio, las

variables analizadas, las estaciones de medida seleccionadas y la escala temporal usada (diaria, mensual,

estacional o anual) no coinciden en la mayoría de los casos y los resultados muestran una alta sensibilidad a

todos estos factores.

[Brunet et al., 2006] han desarrollado una base de datos ajustados a escala diaria, denominada Spanish Daily

Adjusted Temperature Series (SDATS), compuesta por las 22 series más largas de temperaturas medias

(Tmed), máximas (Tmax) y mínimas (Tmin) diarias españolas, cubriendo el periodo 1850-20053. Los resultados

obtenidos [Brunet et al., 2007] muestran que los promedios anuales de la temperatura media diaria se han

incrementado significativamente en 0.13 ºC/década en el periodo 1901-2005, aunque no de forma lineal

(Fig. 1).

Al igual que sucede con la temperatura global, dentro de la tendencia general a la alza destaca un

breve periodo (1950-1972) en el cual las temperaturas anuales no aumentaron o incluso disminuyeron

ligeramente, aunque no de forma significativa. De las dos fases más cálidas observadas en el siglo XX (1901-

1949 y 1973-2005), es en la más reciente cuando se han producido las tasas de calentamiento más elevadas

(0.22 ºC/década y 0.48 ºC/década, respectivamente). Este ritmo de aumento ha sido del orden de un 50%

mayor que el de la temperatura media sobre tierra en el hemisferio norte (IPCC, 2007; ver Tabla 3.24).

Estacionalmente, a lo largo del siglo XX, todas las estaciones han contribuido al incremento anual con tasas

3 De la base de datos SDATS constituida por 22 series, sólo 2 de ellas comienzan en la década 1850-60 y sólo la mitad de las series

comienzan antes del 1890. Por este motivo, de los resultados obtenidos con esta base de datos, sólo se comentarán los relativos al

siglo XX. 4 En dicha tabla figura la tendencia de la temperatura continental en el hemisferio norte para el periodo 1979-2005 y no para el

periodo 1973-2005 que es el escogido por Brunet et al. (2007). Sin embargo, hemos comprobado que esta tendencia hemisférica es

casi la misma para los dos periodos (0.3 ºC/década).


28

de cambio similares a la de la temperatura anual. En la reciente fase de calentamiento, sin embargo, las

estaciones que más han contribuido han sido la primavera y el verano mientras que en invierno el aumento de

temperatura ha sido mínimo y no significativo (ver tabla de la Fig. 1).

Figura 1. Variaciones anuales (abajo) y estacionales (arriba) en el periodo 1850-2005 de la

temperatura media diaria en España, expresada en anomalías (en ºC) respecto a la media del periodo 1961-

1990 (base de datos SDATS), calculada como un promedio sobre 22 estaciones. La curva en azul representa

un filtro gaussiano de 13 años. La tabla indica las tendencias de temperatura (en ºC/década) para todo el

siglo XX (periodo 1901-2005) y para el periodo reciente de mayor calentamiento (1973-2005); las

tendencias en negrita (itálica) son significativas con un nivel de confianza del 99 % (95%).

El análisis del cambio en las condiciones térmicas extremas, realizado con la misma base de datos

para el siglo XX, muestra que la ocurrencia de días fríos (Tmax < percentil 10) ha disminuido en 0.85

días/década y la de días cálidos (Tmax > percentil 90) ha aumentado en 0.83 días/década, mientras que las

noches frías (Tmin < percentil 10) han disminuido en 0.51 días/década y las noches cálidas (Tmin > percentil 90)

han aumentado en 0.59 días/década [Brunet et al., 2007]. En el periodo reciente (1973-2005), el mayor

calentamiento ha venido acompañado por un incremento también mayor de las noches y días cálidos (3.74 y

3.11 días/década, respectivamente), así como por una disminución más acusada de las noches y días fríos

(2.70 y 2.04 días/década, respectivamente). Consistentemente con estos resultados, [Prieto et al., 2004],

analizando datos de 45 observatorios distribuidos en la PI para el periodo 1955-1998, encuentran una


29

tendencia decreciente en la frecuencia de temperaturas extremas mínimas de invierno. En Andalucía también

se ha constatado un aumento de las Tmax y Tmin extremas que conduce a un aumento de los días y noches

cálidas, especialmente durante el verano [Esteban-Parra et al., 2009].

En el trabajo de [Prieto et al., 2004] se examinó así mismo la posible influencia de la isla de calor

urbana. De los observatorios considerados, 11 estaban ubicados en lugares con una población superior a los

10.000 habitantes. Sin embargo, las tendencias encontradas en estas localidades no resultaron ser

significativamente diferentes de las del resto de los observatorios, por lo que cabe concluir (al igual que

señala el IPCC a escala global) que las tendencias detectadas no están sesgadas por el efecto de isla urbana.

Por lo que se refiere a las tendencias de los valores extremos de las temperatura diarias (Tmax y Tmin

diarias), el estudio a nivel peninsular de [Brunet et al., 2007] revela que, a lo largo del siglo XX, las

temperaturas máximas promediadas anualmente han aumentado más rápidamente que las mínimas (0.17

ºC/década vs. 0.09 ºC/década) ! un resultado que se repite para todas las estaciones menos invierno. Esta

diferencia entre el calentamiento diurno y nocturno implica5 un incremento de la amplitud térmica diaria

(DTR) en la PI y contrasta, en apariencia, con la disminución de la DTR observada a escala global para el

periodo 1950-2004 [IPCC, 2007]. Sin embargo, ni los periodos son los mismos ni el comportamiento de la

DTR es uniforme. De hecho, la distribución espacial de los cambios en la DTR muestra una amplia variedad

de respuestas regionales entre las que destaca un incremento sobre algunas partes de Europa [Folland et al.,

2001].

Hay que añadir además que en el periodo reciente (1973-2005), las tendencias estimadas en la DTR

de la PI son marcadamente diferentes que en el periodo anterior (1901-1972). Anualmente, por ejemplo,

parece que la DTR ha dejado de aumentar, ya que las Tmax sólo han subido ligeramente más que las Tmin (0.51

y 0.47 ºC/década respectivamente). Este resultado, sin embargo, enmascara una disminución de la DTR en

otoño (debida a un estancamiento de la Tmax) que no se observa en el periodo anterior y que ha cancelado el

aumento de la DTR en invierno (debido a un estancamiento de la Tmin). En primavera y verano las Tmax y Tmin

han aumentado a ritmos similares y registran las tendencias más importantes (~0.6-0.8 ºC/década). El

hallazgo de que la DTR en la PI no ha variado a escala anual en los últimos 30 años concuerda con la

ausencia de tendencia reciente en la DTR global (periodo 1979-2005; [IPCC, 2007]). No se han propuesto

explicaciones para el comportamiento diferenciado de la DTR en la PI con anterioridad a ese periodo.

Los resultados anteriores muestran el comportamiento no unificado de las Tmax y Tmin (y de la DTR)

tanto a lo largo del siglo XX como a lo largo del año, poniendo de manifiesto la sensibilidad de los resultados

al periodo temporal y estación del año escogidos. A pesar de ello los resultados de [Brunet et al., 2007] son

corroborados por los demás estudios publicados (en su mayoría limitados a la segunda mitad del siglo XX y

de carácter regional). Por ejemplo, el reciente aumento de la DTR en invierno en toda la PI se constata

también en [Rodrigo, 2006; comunicación personal]. El comportamiento estacionalmente discordante de las

temperaturas extremas de otoño en los últimos 30 años ha sido especialmente acusado en Cataluña, donde las

Tmax parecen incluso haber disminuido6 [Martínez et al., 2009]. También en Castilla-León podría haber

disminuido la DTR de otoño, si bien este resultado no es significativo [del Río et al., 2007]. Esta región

destaca, además, porqué el incremento que han experimentado las Tmax y las Tmin medias anuales ha sido

bastante menor ("0.2 y 0.1 ºC/década, respectivamente) que para la PI en conjunto (0.5 ºC/década). El mayor

aumento de las temperaturas máximas en verano que en invierno y el estancamiento de las temperaturas

mínimas de invierno también se observa en Andalucía [Esteban-Parra et al., 2009]. En la zona interior de

Valencia se han detectado incrementos similares para las Tmax y las Tmin de verano (~ 0.3-0.4 ºC/década), si

5 La tendencia de DTR no se calculó directamente porque se consideró que no se podía descartar la presencia de inhomogeneidades en

la serie de Tmax – Tmin [Brunet, 2009, comunicación personal].

6 Véase sin embargo el comentario de Toretti et al. (2009) en el que cuestionan la homogeneidad temporal de las series de

temperaturas analizadas.


30

bien el calentamiento en esta zona es algo menor que en el resto de la PI [Miró et al., 2006]. Todos estos

resultados concuerdan cualitativamente con los de Brunet et al., [2007].

Las únicas discrepancias encontradas se dan en verano y podrían deberse a diferencias en el periodo

analizado o bien a peculiaridades geográficas de una región. Concretamente, en la zona costera de Valencia

las temperaturas máximas no han experimentado un ascenso significativo [Miró et al., 2006] y en Andalucía

tampoco han aumentado tanto como las mínimas [Esteban-Parra et al., 2009]. Sin embargo, ambos

resultados conciernen a la segunda mitad del siglo XX, mientras que los resultados de [Brunet et al., 2007] se

refieren al periodo de máximo calentamiento reciente 1973-2005.

En contraste con el estudio de [Esteban-Parra et al., 2009], que indica que en Andalucía el

calentamiento durante la segunda mitad del siglo XX ha sido más acusado en verano que en invierno,

[Gallego et al., 2007] señalan que en la ciudad de Cádiz, para la cual se dispone de un registro instrumental

que abarca el periodo 1825-1852, la temperatura ha aumentado de forma estacionalmente asimétrica entre

dicho periodo y el 1971-2000. Mientras que en los meses entre Septiembre y Mayo la diferencia de

temperatura es considerable, con valores máximos del calentamiento del orden de 2.5˚C de Diciembre a

Febrero, las temperaturas de verano apenas difieren entre los dos periodos. Esta variación supondría una

disminución en la amplitud del ciclo estacional en esta localidad, pero la falta de datos para el periodo

intermedio impide establecer si se trata de una tendencia sostenida o de una oscilación multidecenal en la

temperatura de invierno. Recientemente, sin embargo, se han encontrado evidencias de una asimetría similar

en los registros a largo plazo de otras ciudades europeas [Jones et al., 2003].

3.- Precipitación

El aumento global de la temperatura del planeta conllevará sin duda alteraciones permanentes del

ciclo hidrológico, por lo que cabe esperar cambios en la distribución espacial de la precipitación, con

aumentos en algunas áreas y disminuciones en otras. Aún cuando no cambiase la cantidad total de

precipitación, la frecuencia de días lluviosos o la intensidad de la precipitación podrían experimentar fuertes

variaciones en respuesta a un aumento de la concentración atmosférica de vapor de agua, lo cual complica la

detección de una posible señal antropogénica. Asimismo, es importante tener en cuenta que incluso un

pequeño desplazamiento en el valor medio de la precipitación puede acarrear cambios importantes en la

distribución de valores extremos, por lo que es preciso examinar también posibles variaciones en la

frecuencia de episodios extremos de precipitación. Otra complicación que se presenta es que, debido a la gran

variabilidad espacial de la precipitación, los cambios en la precipitación local no son necesariamente

representativos de cambios a mayor escala (y viceversa).

De manera general, se anticipa que la precipitación en la región Mediterránea disminuirá como

consecuencia del calentamiento del planeta. Ello se debe, por un lado, a una tendencia generalizada a una

reducción de la precipitación en los subtrópicos ! como resultado del incremento en la divergencia de vapor

de agua [Held and Soden, 2006] ! y por otro a la migración hacia el norte del cinturón anticiclónico

subtropical [Trenberth et al., 2007]. También se ha argumentado que el calentamiento global podría conducir

a un aumento de los eventos extremos de precipitación [Groisman et al., 1999; Trenberth et al., 2003]. En

conformidad con estas predicciones teóricas, las simulaciones del siglo XXI con modelos climáticos

pronostican importantes disminuciones de la precipitación en todo el Mediterráneo, y en la PI en particular,

con especial incidencia en verano, donde el descenso podría alcanzar el 50% a finales del siglo XXI [Meehl et

al., 2007]. La concordancia entre modelos es particularmente buena para esta región, lo cual aumenta la

fiabilidad de esta proyección y señala a la región Mediterránea (ya de por sí caracterizada por condiciones

semi-áridas) como un área particularmente vulnerable al calentamiento global.

No obstante, a lo largo del siglo XX, no se ha detectado una disminución generalizada y significativa

de las precipitaciones en la región Mediterránea o en la PI (véase Figura 3.13 en [Trenberth et al., 2007] o el

Panel 1 en [New et al., 2001]; véase también [Giorgi, 2002; Douguédroit y Norrant, 2003; Norrant y


31

Douguédroit, 2003 y 2006]). Una posible explicación es que, debido a la gran variabilidad temporal natural

de la precipitación7, la señal antropogénica esté tardando en emerger de forma evidente e inequívoca por

encima del “ruido de fondo” natural de la precipitación8. En tal caso, aún cuando exista una tendencia real, su

detección y significación pueden depender en alto grado del periodo seleccionado y de los puntos inicial y

final. Por otro lado, el sistema climático posee variabilidad natural a escalas de tiempo decenal y

multidecenal, que puede manifestarse como oscilaciones de baja frecuencia, anomalías persistentes o

tendencias pronunciadas durante dos o tres décadas [Giorgi, 2002]. Por ello es imperativo evaluar

críticamente la significación estadística de las tendencias obtenidas. Esto requeriría disponer de series de

precipitación largas, con periodos de referencia durante los cuales el forzamiento antropogénico pueda

considerarse despreciable, pero este requisito no se cumple en la mayoría de los casos.

Cuando se contrastan estudios sobre tendencias de precipitación en la PI, es frecuente encontrar

discrepancias y contradicciones en los resultados, incluso cuando se trata de tendencias relativas al mismo

periodo. Los desacuerdos suelen deberse a la existencia de múltiples bases de datos regionales de estaciones

pluviométricas con densidad muy variable, a menudo sin publicar o bien con acceso muy restringido,

existiendo poca coincidencia entre las series analizadas por distintos estudios. Otras causas pueden ser

diferencias en los métodos estadísticos empleados, problemas con la calidad y homogenización de los datos y

la falta de una metodología unificada para subsanar estos problemas9.

La ausencia de una base de datos global (PI) de precipitación de alta resolución10

, actualizada y de

dominio público, propicia el que la mayoría de estudios sobre tendencias de precipitación se centren en una

área limitada de la PI, proporcionando mapas regionales de tendencias a menudo muy detallados [Romero et

al., 1998; de Luis et al., 2008; López-Moreno et al., 2009a], pero de utilidad reducida si lo que se pretende es

entender la evolución de la precipitación a escala peninsular. En contrapartida, los estudios que han

examinado los cambios de precipitación para toda la PI se han basado en un número muy reducido de

estaciones (del orden de una veintena), presumiblemente representativas de la PI, ej. [Goodess and Jones,

2002; Rodrigo y Trigo, 2007]. Estos trabajos, sin embargo, tienden a arrojar resultados no uniformes y por lo

tanto de difícil extrapolación a toda la península. Ninguno de estos dos tipos de estudios resulta tampoco

apropiado para la validación de modelos climáticos globales y regionales. En estudios de precipitación a

escala estacional, una dificultad añadida es que los cambios (naturales o antropogénicos) pueden reflejar un

cambio en la distribución a lo largo del año, de tal forma que una variación en la precipitación estacional (o

en un mes determinado) puede deberse simplemente a un desplazamiento en la época de lluvias y estar

compensada por una variación de signo opuesto en la estación (o mes) siguiente o anterior. Por último hay

7 Esta variabilidad se debe principalmente a fluctuaciones internas, pero también puede responder a causas externas, tales como

erupciones volcánicas o cambios en la irradiancia solar [Allen y Ingram, 2002; Trenberth y Dai, 2007]. 8 Incluso a nivel a nivel global, la señal antropogénica en la precipitación es difícil de detectar, dado que la precipitación global no

aumenta al mismo ritmo que la capacidad de la atmósfera de almacenar vapor de agua (es decir, conforme con la ecuación de

Clausius-Clapeyron), ya que el aumento de la capacidad radiativa infrarroja de la atmósfera tiende a reducir la precipitación [Allen y

Ingram, 2002]. 9 No existe consenso sobre los beneficios obtenidos al homogeneizar las series de precipitación. [González-Rouco et al., 2001] han

examinado el impacto de inhomogeneidades y datos anómalos aislados (en inglés “outliers”) en series de precipitación y concluyen

que los patrones espaciales de tendencias resultantes varían mucho según si se corrigen o no las series originales. En cambio, J. A.

Guijarro (2009, comunicación personal) advierte que, si bien al aplicar procesos de homogenización a una red muy densa de

estaciones suele reducirse la dispersión espacial de las tendencias obtenidas, el efecto es menor para series pluviométricas que para

series termométricas, ya que la mayor variabilidad de la precipitación (y más en clima mediterráneo) complica la detección de

inhomogeneidades. Este mismo investigador ha creado una rutina de software que forma parte del paquete llamado “Climatol”

(versión 2.0) para la homogeneización de datos mensuales de temperatura y precipitación. El paquete es de libre distribución y se

puede descargar en la página web: http://webs.ono.com/climatol/climatol.html. Ver también [Guijarro, 2004]. 10

Señalamos que el Grupo de Meteorología de la Universidad de Santander acaba de crear la primera rejilla de observaciones

interpoladas de precipitación y temperatura sobre España de alta resolución (0.2º, aproximadamente 20 Km.), denominada "SpainHR"

(Spain High Resolution, [Herrera et al., 2009, enviado]. Esta rejilla se ha obtenido siguiendo un proceso similar al aplicado para la

construcción de una rejilla sobre Europa en el proyecto ENSEMBLES, trabajando con la red secundaria de estaciones de la AEMET,

aplicando distintos filtros de calidad y homogeneidad a las series disponibles, y finalmente interpolando espacialmente con el método

de kriging. El resultado final está basado en unas 2000 estaciones para precipitación y unas 1000 estaciones para temperatura (en

comparación la rejilla de E-OBS/ENSEMBLES está basada en una treintena de estaciones sobre la P.I.).


32

que decir que si las tendencias de precipitación detectadas son poco robustas, los resultados pueden perder rápidamente relevancia.

3.1.- Tendencias recientes de precipitación en la Península Ibérica

Los problemas que se acaban de comentar dificultan no solamente el poder verificar resultados publicados, cotejar estudios similares y comparar las observaciones con simulaciones climáticas, sino que también complican la elaboración de una síntesis de resultados. Para poder proporcionar una visión actualizada y de conjunto de los cambios recientes observados en la precipitación de la PI, que permita al mismo tiempo enmarcar los resultados regionales, hemos optado por calcular tendencias para toda la PI a partir de rejillas de datos a gran escala, que son accesibles a todos los investigadores. Este procedimiento facilitará la comprobación de los resultados y su comparación con análisis posteriores, pero también presenta ciertas limitaciones. Efectivamente, estas rejillas (compiladas por centros de investigación como la “Climate Research Unit” o el “National Climatic Data Center”) están construidas a partir de una interpolación espacial de datos de estaciones pluviométricas con medias ponderadas, donde el énfasis suele estar en producir campos continuos en el espacio y en el tiempo y en obtener una estima óptima de la distribución espacial instantánea del campo de precipitación. Por esta razón las series temporales en cada punto de malla no pueden considerarse como homogéneas, ya que cada valor interpolado está basado en el número de estaciones disponible para ese instante de tiempo11. Dado que los cambios temporales en cada punto de malla pueden reflejar no solamente cambios reales en el clima sino también fluctuaciones en la red de estaciones, estas bases de datos no constituyen la herramienta idónea para el cálculo de tendencias, sobre todo para la primera mitad del siglo y en regiones con escasez de datos. Además hay que considerar que los análisis con redes densas de estaciones a menudo revelan una gran variabilidad espacial en la magnitud y signo de las tendencias [López-Moreno et al., 2009a], lo cual arroja dudas sobre la validez de los datos de rejilla interpolados a partir de un número muy limitado de estaciones (ver Fig. 1 en [Haylock et al., 2008]).

Teniendo en cuenta las limitaciones anteriores, se emplearán los datos de rejilla en este informe con cautela y con fines ilustrativos, y solamente se calcularán tendencias relativas a la segunda mitad del siglo XX (cuando la calidad y uniformidad de las series originales es mayor y el riesgo de inhomogeneidades en las series interpoladas menor). A sabiendas de que pueden darse discrepancias entre los resultados obtenidos con diferentes bases de datos (debido a diferencias en los métodos de interpolación y en la red de estaciones empleadas), se utilizarán dos bases de datos de precipitación distintas: CRU TS3.0 [Mitchell and Jones,

2005] y E-OBS [Haylock et al., 2008]. Ésta última tiene mayor resolución espacial (0.25ºx0.25º) que la primera (0. 5ºx0.5º), incluye un mayor número de estaciones, incorpora mejores técnicas de interpolación y está actualizada hasta el año 2008. Sin embargo, E-OBS empieza en el año 1950, mientras que la base de datos CRU TS3.0 (de ahora en adelante CRU3) cubre todo el siglo XX (1900-2006). El hecho de utilizar dos rejillas que emplean distintos métodos de interpolación incrementará la fiabilidad de aquellos resultados que sean consistentes de una base de datos a la otra.

Para ilustrar algunas de las complejidades comentadas, hemos calculado la tendencia de precipitación

anual en la PI para dos periodos distintos (1950-2006 y 1960-2006) con las dos bases de datos (Fig. 2). El valor de la tendencia en cada punto se ha calculado mediante una simple regresión lineal, pero la significación estadística se ha evaluado mediante un test de Mann-Kendall [Kendall, 1970], considerando las muestras como independientes (es decir, no se tiene en cuenta la correlación serial). Los datos de E-OBS arrojan tendencias negativas significativas en gran parte de la PI durante el periodo 1960-2008 (Fig. 2b), acompañadas por una disminución generalizada de la precipitación en toda la región Mediterránea (en particular el noroeste de África, Italia, la región balcánica y Turquía). Los datos de CRU3 revelan un patrón parecido pero con tendencias de menor magnitud, extensión y significación (Fig. 2d)12.

11 CRU TS 2.0 and time series analysis: advice for users. http://www.cru.uea.ac.uk/~timm/grid/CRU_TS_2_1.html 12 Esta disminución de la precipitación anual en la PI desde el año 1960 también se detecta utilizando la base de datos Hulme [Hulme,1998], de mucha menor resolución y terminada en el año 1998, pero también más apropiada al estudio de tendencias (ver pie de página anterior).


33

Figura 2. Tendencias de precipitación anual media (expresadas en mm/día/año) calculadas utilizando los datos de

E-OBS (arriba) y CRU TS 3.0 (abajo) para los periodos 1950-2006 (izquierda; 2008 para E-OBS) y 1960-2006

(derecha; 2008 para E-OBS). Los puntos negros indican tendencias significativas con un nivel de confianza del

95% (p<0.05), calculadas con un test de Mann-Kendall (sin corregir la autocorrelación de las series). Las regiones

en blanco representan puntos de malla de E-OBS donde no hay suficientes datos para calcular la tendencia (para

calcular una media anual se exige que estén presentes todos los datos diarios; para calcular la tendencia solamente

se permite que falten 3 años no consecutivos como máximo y ninguno consecutivo). Nótese que la base de datos

CRU3 está interpolada en el tiempo y por lo tanto no hay “agujeros”.

En la PI, las disminuciones más marcadas de precipitación anual se observan en toda la franja norte, en Cataluña/Aragón, en Andalucía/Extremadura y en la mitad norte de Portugal (sólo para datos E-OBS). La única región donde estos mismos datos no muestran tendencias negativas es el sudeste mediterráneo

En ambos casos, las tendencias negativas en la PI (y/o su significación estadística) disminuyen si se toma como año de partida el año 1950 (Fig. 2a-c) o el año 1970 (no se muestra) pero se mantienen para otras regiones (como el noroeste de África). Para examinar la evolución de la precipitación anual durante el pasado siglo y comparar mejor las dos bases de datos, se ha calculado la serie temporal de precipitación anual promediada sobre toda la PI (región 36ºN-43.5ºN,10ºW-3ºE), para las dos bases de datos (Fig. 3). La validez de este promedio areal para estimar las variaciones de la precipitación en la PI puede debatirse, pero aquí se justifica por el hecho de que las tendencias de precipitación exhiben el mismo signo sobre toda la PI13. Estrictamente hablando, sin embargo, esta serie sólo puede considerarse representativa de la precipitación

13 Este promedio areal coincide con la primera componente principal de precipitación anual en la PI (VAR=64%) y explica al menos el 50% de la varianza local en los dos tercios oeste de la PI (r>0.7). En el tercio este (de influencia Mediterránea), la correlación entre el promedio areal y la precipitación local disminuye a valores del orden de r=0.4-0.6.


34

anual en los dos tercios oeste de la PI. Si bien las dos series están muy correlacionadas (r=0.93), discrepan en

bastantes detalles, especialmente en el periodo más reciente.

Figura3. Serie temporal de anomalías de precipitación anual media (mm/dia) promediada sobre la PI

(región 36ºN-43.5ºN, 10ºW-3ºE), utilizando los datos de CRU TS3 (arriba; periodo: 1900-2006) y E-OBS

(abajo; periodo: 1950-2008). La curva roja representa una media con ventana móvil de 9 años. Las líneas

verdes y azul representan la tendencia lineal para el periodo 1950-2006 (2008 para E-OBS) y 1960-2006

(2008 para E-OBS), respectivamente. Las tablas indican el valor medio de la precipitación absoluta en cada

decenio (mm/dia). Los sombreados azules (amarillos) indican los decenios más lluviosos (secos). Las

tendencias de precipitación anual obtenidas con los datos CRU no son estadísticamente significativas,

mientras que las obtenidas con los datos E-OBS lo son con un nivel de confianza del 95% para el periodo

1950-2008 y del 99% para el periodo 1960-2008 (el valor de esta última tendencia es de -0.15

mm/dia/década).

En concreto, los últimos 16-18 años son mucho más secos en E-OBS. En ambas bases de datos, las

décadas de los 60 y 70 constituyen el periodo más lluvioso del registro (particularmente la década de los 60

en E-OBS), coincidiendo con un pico en la precipitación global [Dai et al., 1997; New et al., 2001], mientras

que el periodo posterior (1980-2006) aparece comparativamente como más seco. Sin embargo, el valor medio

de la precipitación para las décadas de los 80 y 90 es comparable al registrado durante los años 50, en las dos

bases de datos. Solamente para la década más reciente (a falta de un año) y para los datos E-OBS, puede

afirmarse que la precipitación ha descendido a valores inusitadamente bajos, pero hay que tener en cuenta que

el periodo de referencia es limitado (50 años).

Si se consultan los datos CRU3, en cambio ! aceptando como válidas las estimaciones de

precipitación para los años 1900-1950 ! la conclusión sería que el periodo reciente no destaca en relación al

resto del siglo, ya que las tres primeras décadas (1900-1929) fueron igual de secas (o lluviosas) que las dos

décadas más recientes (1980-1999) y que, si acaso, fueron las décadas de los 60 y 70 las anómalas. Nótese,

sin embargo, que la ausencia de anomalías por encima de los 0.25 mm/día antes del 1930, comparada con su

relativa frecuencia a partir de entonces, podría indicar una falta de homogeneidad en esta serie10,

por lo que

parece imprudente extraer conclusiones basadas en esos datos.


35

Resumiendo, la impresión que se desprende al examinar la serie de E-OBS, de que la precipitación en

la PI experimentó un descenso alrededor del año 1980, está fuertemente condicionada por la ausencia de un

periodo de referencia anterior suficientemente largo con el que poder comparar14. Cierto es que la década en

curso parece confirmar la tendencia sostenida a una disminución de la precipitación (Figura 3), pero tendrá

que darse una sucesión de años relativamente secos en el futuro para poder afirmarlo con certeza. De otro

modo, la disminución de la precipitación observada desde el año 1980 podría simplemente reflejar

variabilidad natural a escala decenal, es decir “ruido climático”. En este sentido es importante tener en cuenta

que los análisis de series de precipitación instrumentales largas [Rodrigo et al., 2000; Barrera-Escoda, 2008]

revelan fluctuaciones decenales a lo largo del siglo XIX y XX de magnitud comparable a la registrada en los

últimos 50 años.

Para valorar si la disminución de la precipitación durante el periodo 1960-2008 se ha producido de

forma uniforme durante el año o si, por el contrario, se concentra en alguna época particular del año, se han

calculado las tendencias de precipitación mensual (relativas a la media climatológica mensual), utilizando la

base de datos de E-OBS (Fig. 4). Los resultados sugieren que la precipitación ha disminuido de forma

generalizada en la PI únicamente durante la estación de invierno (sobre todo en Febrero y, en menor medida,

en Marzo) y en el mes de Junio. En Febrero, el descenso para este periodo (1960-2008) es muy pronunciado y

significativo en casi cada punto de malla de la PI ! exceptuando la franja mediterránea donde el descenso

14

Este comentario sería relevante incluso si se hubiera detectado objetivamente un punto de cambio alrededor del año 1980.


36

más acusado se ha producido en Junio. En el resto de meses no se detecta un patrón de cambio uniforme (o

extendido) ni significativo15

. Así y todo es evidente que la mayoría de las tendencias son negativas, con lo

que casi todos los meses han contribuido a la disminución de la precipitación anual en la PI. En verano, el

patrón de tendencias de precipitación varía mes a mes, menos en el cuadrante noreste y Cantabria donde se

aprecian disminuciones de Julio a Septiembre, a resultas de lo cual la precipitación estacional media (Julio-

Agosto-Septiembre) se ha reducido significativamente (véase Fig. Suplementaria 1)16

. En general, sin

embargo, no puede decirse que la precipitación de verano haya disminuido notablemente, excepto en el mes

de Junio. Dado que la contribución de este mes al total anual es relativamente modesta (panel inferior de la

Fig. 4), examinaremos solamente la evolución temporal de la precipitación promediada sobre la PI para los

meses de Febrero y Marzo.

En ambos casos la tendencia negativa de precipitación parece estar asociada a un cambio discreto que

se produjo alrededor del año 1980, después del cual los valores medios descendieron marcadamente (un 40%)

y significativamente (p<0.001) con respecto a los observados en las tres décadas anteriores (ver tabla, Fig. 5).

El contraste entre los dos periodos y la sucesión de años secos después del 1980 es particularmente destacable

para el mes de Marzo, si bien a partir del año 2000 la precipitación en este mes parece haberse recuperado

ligeramente (con una cantidad récord de lluvia en el año 2001), por lo que la tendencia para el periodo 1950-

2009 es comparable a la del mes de Febrero (ver tabla, Fig. 5). Si se calculan las tendencias sin tener en

cuenta los últimos 10 años (como en la mayoría de estudios publicados, ya que tanto los datos actualizados

CRU3 como los datos E-OBS son de muy reciente publicación), la tendencia del mes de Marzo obtenida es el

doble de pronunciada que la del mes de Febrero, la cual además carece de significación (Fig. 5). Ello explica

que en la literatura se haya hecho mucho mayor hincapié en el descenso de la precipitación de Marzo (ver

sección 3.2). En cambio, si se omiten los diez primeros años y se considera el periodo 1960-2009, la

tendencia de Febrero aparece como la más importante y la de mayor significación. En cualquier caso, estas

tendencias son mucho más robustas que la encontrada para la precipitación anual y puede afirmarse por lo

tanto categóricamente que la precipitación de finales de invierno (Febrero-Marzo) ha disminuido

notablemente en las tres últimas décadas.

En ambos meses (pero sobre todo en Febrero) la reducción de la precipitación en la PI no es un

fenómeno local sino que forma parte de un patrón a gran escala, muy parecido al de la tendencia anual (Fig.

2b), caracterizado por una disminución de la precipitación en el Mediterráneo y un aumento en la fachada

atlántica de las Islas Británicas y Escandinavia (véase Fig. Suplementaria 2 y Fig. 7 en [Paredes et al.,

2006])16

.

3.2.- Reconciliando diferencias entre estudios publicados

Habiendo examinado las tendencias de precipitación en la PI desde una perspectiva global en el

espacio y en el tiempo, con una base de datos actualizada, se dispone de un contexto adecuado para llevar a

cabo una revisión de la literatura existente basada en series pluviométricas, pudiendo interpretar mejor los

resultados y reconciliar las diferencias entre estudios.

En concreto, dado que la tendencias negativas anuales que hemos detectado reflejan primordialmente

la sucesión de un periodo muy húmedo (años 60 y 70) y un periodo reciente muy seco (años 80 y 90 y la

década en curso, Figs. 2-3), se entiende que aquellos estudios que consideraron un periodo que no incluye los

últimos 15 años (cuando el cambio ha sido más acusado) y/o que contiene la década de los 50 (para la cual la

precipitación es comparable a la de décadas recientes) hayan arrojado resultados no concluyentes o negativos.

Por ejemplo, [Goodess y Jones, 2002] consideraron el periodo 1958-1997, hallando que solamente 6 de las 18

estaciones de la PI examinadas mostraban tendencias negativas estadísticamente significativas. Asimismo,

[Rodrigo y Trigo, 2007], en un análisis de series diarias de precipitación que abarcaban el periodo 1951-2002,

15

Nótese que, en promedio, se espera encontrar un 5% de puntos con tendencias significativas a un nivel de confianza del 95%

incluso en series temporales puramente aleatorias. 16

http://clivar.iim.csic.es/files/figuras_suplementarias.pdf


37

detectaron tendencias significativas negativas de precipitación anual en solamente 3 estaciones de las 22

consideradas17

. Igualmente, y como cabría esperar viendo la Fig. 3, aquellos estudios que han investigado la

evolución de la precipitación a lo largo de todo el siglo, o que se han remontado incluso al siglo XIX (como

puede hacerse con algunas series pluviométricas), han concluido que la precipitación anual no ha sufrido

cambios apreciables a escala secular [Lana y Burgueño, 2000; Llasat y Quintas, 2004; Saladié, 2004;

Barrera-Escoda, 2008). Solamente en alguna estación puntual la precipitación parece haber descendido a

mínimos históricos. Por ejemplo, [Altava-Ortiz et al., 2009] han determinado que la precipitación anual en la

ciudad de Barcelona durante la década 1995-2004 ha sido la más baja registrada desde mediados del siglo

XIX. Igualmente, en Gibraltar, que posee una de las series instrumentales más largas de la PI, la precipitación

anual ha descendido claramente a lo largo del siglo XX, alcanzado valores sin precedentes en las décadas de

los 80 y 90 en comparación con los dos siglos anteriores [Rodrigo et al., 1999].

Los demás estudios publicados sobre tendencias de precipitación han tenido un enfoque regional y se

han basado en redes de estaciones pluviométricas, en algunos casos con gran densidad espacial, ej. [de Luis et

al., 2008]. Los trabajos más recientes (con datos que se extienden por lo menos hasta el año 2000) confirman

que la precipitación anual ha disminuido significativamente durante la segunda mitad del siglo XX en el

cuadrante noreste de la PI y en la vertiente mediterránea andaluza, exceptuando el sureste peninsular

(Alicante, Murcia y Almería) [de Luis et al., 2008; López-Moreno et al., 2009a]. La similitud entre los

17

La precipitación promediada sobre toda la Península, calculada a partir de la rejilla de alta resolución SpainHR9 para el periodo

1970-2000 (el más fiable porque en él se mantiene un bloque de estaciones comunes) no muestra tendencia alguna [Herrera et al.,

2009, enviado], lo cual también es consistente con los resultados del apartado anterior.


38

resultados obtenidos en estos estudios, basados en series pluviométricas, y los obtenidos con los datos E-OBS

(Fig. 2b) valida el análisis con estos datos interpolados de rejilla (sección 3.1).

Para la precipitación estacional o mensual, el resultado significativo más reiterado es la existencia de

una fuerte tendencia decreciente en el mes de Marzo, iniciada alrededor del año 1960, [Zhang et al., 1997;

Serrano et al., 1999; Trigo y DaCamara, 2000; Del Río et al., 2005; Norrant y Douguédroit, 2006; Paredes

et al., 2006, López-Moreno et al., 2009a]18

, lo cual es también consistente con el análisis presentado en la

sección anterior. Esta disminución ha afectado a la mayor parte de la PI, incluyendo la vertiente

Mediterránea, con la excepción de la región murciana [González-Hidalgo et al., 2008]. Al tratarse de una

tendencia muy fuerte, su detección es poco sensible al periodo seleccionado, lo cual explica la concordancia

entre diversos estudios. En cambio, como se ha mencionado, la tendencia negativa comparable detectada para el

mes de Febrero (Figs. 4-5) sólo es significativa si se incluye el periodo más reciente 2000-2009 (o por lo menos

hasta el 2006), por lo que no aparece todavía documentada en la literatura. [Paredes et al., 2006] han atribuido

el descenso de la precipitación durante el mes de Marzo (y el correspondiente aumento en el norte de Europa) a

un cambio en la circulación a gran escala que ha provocado un desplazamiento hacia el norte de la ruta de las

borrascas. No obstante, la distribución estacional de la precipitación no se ha visto mayormente afectada por la

disminución observada en Febrero y Marzo [López-Moreno et al., 2009b].

Por lo que se refiere al resto del año, las tendencias estacionales o mensuales significativas recientes

(es decir que se extiendan a los últimos años) constatadas son generalmente negativas, ocurren

mayoritariamente en invierno (DEF) y primavera (MAM) y coinciden con las reflejadas en la Fig. 4 [Xoplaki

et al, 2004; Gallego et al., 2006; López-Bustins et al., 2008; López-Moreno et al., 2009a]19. Las únicas

tendencias positivas significativas encontradas son muy localizadas y por ello no han podido ser detectadas

en el análisis previo a escala peninsular (sección 3.1). Por ejemplo, varios estudios [de Luis et al., 2008 y

González-Hidalgo 2008] señalan que la precipitación de invierno ha aumentado en la fachada mediterránea,

sobre todo en la región murciana en Febrero ! precisamente la única región que no presenta una tendencia

negativa significativa en ese mes (Fig. 4) ! y en Cataluña en Enero (apenas visible en la Fig. 4). Si bien la

significación de campo [Livezey y Chen, 1983] de estas tendencias positivas no se ha estimado, la no

disminución de la precipitación de invierno en la región alicantina y murciana, en contraste con el resto de la

PI, concuerda con los resultados de otros trabajos [Goodess y Jones, 2002; Rodrigo y Trigo, 2007 y López-

Bustins et al., 2008]. Este hallazgo es también consistente con el carácter diferenciado de la precipitación en

la fachada mediterránea, con lluvias de origen mayoritariamente convectivo, un máximo otoñal y valores

modestos en invierno (por esta razón, un posible aumento de las lluvias en invierno no representaría un

cambio importante en la precipitación anual).

3.3.- Cambios en los extremos y características temporales de la

precipitación

Si la mayoría de series pluviométricas disponibles resultan insuficientes para evaluar tendencias

persistentes en la cantidad de precipitación, que puedan distinguirse sin ambigüedad del ruido climático a

escala multidecenal, el problema se agudiza a la hora de detectar cambios en los valores extremos de la

precipitación o en sus características temporales (variabilidad, intensidad, frecuencia de días lluviosos,

número máximo de días secos consecutivos, etc.). Con todo, varios estudios coinciden en indicar que, en gran

parte de la PI ! con excepción nuevamente de la costa sureste Mediterránea (Alicante, Murcia y Almería) ! la

intensidad diaria de la precipitación se ha reducido en los últimos 50 años, aumentado el número de días con

cantidades pequeñas de precipitación y disminuyendo el número de días con cantidades elevadas [Goodess y

Jones, 2002; Rodrigo y Trigo, 2007; García et al., 2007; Barrera-Escoda, 2008; Rodrigo, 2009]. La

18

Esta tendencia aparece también documentada en varias publicaciones nacionales no incluidas en el SCI. 19

Una reconstrucción reciente para Andalucía sugiere también que el valor medio (30 años) de la precipitación de invierno ha

descendido desde la época pre-instrumental [Rodrigo, 2008].


39

significación estadística de estos resultados se ha incrementado en los análisis más recientes. Sin embargo,

solamente uno de estos estudios [García et al., 2007] concluye que también ha disminuido el numero de días

lluviosos.

Por lo que se refiere a las sequías, señalamos que se ha documentado un aumento estadísticamente

significativo en la frecuencia de rachas secas en Cataluña [Serra et al., 2006] y en la intensidad de las sequías

en el noreste de la PI [Vicente-Serrano y Cuadrat-Prats, 2007], siendo la sequía del 2004-2008 la más severa

y persistente registrada desde principios del siglo XX [Altava-Ortiz, 2009, tesis en curso].

3.4.- Otras variables atmosféricas relacionadas con la precipitación

Los cambios esperados en la ocurrencia de nieve o en el grosor de la cubierta de nieve han recibido

muy poca atención, ya que solamente dos estudios han investigado estas variaciones. [López-Moreno, 2005]

ha analizado registros muy cortos (1985-1999) de la cubierta primaveral de nieve (Marzo y Abril) en el

Pirineo Central, detectando una disminución estadísticamente significativa, que ha atribuido a un descenso de

la precipitación en los meses de Febrero y Marzo más que a un aumento de temperatura. [Pons et al., 2009]

examinaron los cambios en la ocurrencia de nieve en el norte de la PI durante las segunda mitad del siglo XX,

concluyendo que la frecuencia anual de días de nieve se ha reducido en un 50% desde el año 1970 en todas la

estaciones, en paralelo a un aumento de la temperatura.

4.- Resumen y conclusiones

En la PI la temperatura ha aumentado claramente a lo largo del siglo XX, siendo esta tendencia más

acusada en el periodo más reciente, llegando a alcanzar tasas de !0.5 ºC/década entre 1973 y 2005 que casi

triplican el ritmo de aumento de la temperatura media global20. Estacionalmente, a lo largo del siglo XX,

todas las estaciones han contribuido al incremento anual, con tasas de cambio similares. En la reciente fase de

calentamiento, sin embargo, las estaciones que más han contribuido han sido la primavera y el verano. Las

temperaturas máximas han aumentado más que las mínimas en el siglo XX, lo cual implica un incremento de

la DTR; sin embargo, este comportamiento diferenciado no se observa en el periodo más reciente. Ha

disminuido la ocurrencia de días y noches frías y aumentado la de días y noches cálidas. Las únicas

discordancias se dan en otoño, donde las temperatura máximas en promedio no parecen haber aumentado y en

verano, en la zona costera de Valencia, donde esta temperatura tampoco ha aumentado.

En contraste, no se ha detectado una disminución generalizada de la precipitación en la PI a lo largo

del siglo XX. La variabilidad interanual es grande, lo cual dificulta la identificación de posibles tendencias.

La precipitación anual en décadas recientes ha descendido de forma significativa solamente en relación a las

décadas de los 60 y 70, con un origen muy claro de esta señal a finales de invierno (Febrero-Marzo) y en

menor medida en Junio. La década que está a punto de concluir registra los valores más bajos de

precipitación anual desde el año 1950, lo cual sugiere un cambio en el régimen hídrico de la PI en respuesta

al calentamiento antropogénico. Sin embargo, la falta de series largas que se remonten a principios de siglo (e

incluyan también el periodo más reciente) impide afirmar que la precipitación haya descendido de forma

generalizada a mínimos históricos. Exceptuando la costa sureste Mediterránea, la intensidad diaria de la

precipitación se ha reducido en los últimos 50 años, aumentado el número de días con cantidades pequeñas de

precipitación y disminuyendo el número de días con cantidades elevadas. En conjunto, la señal antropogénica

en la precipitación pronosticada por lo modelos climáticos no ha emergido de forma evidente e inequívoca

por encima del “ruido de fondo” natural de la precipitación. En particular, la marcada disminución de la

precipitación de verano proyectada por la mayoría de modelos climáticos para finales del siglo XXI no se ha

manifestado todavía en las observaciones.

20

La tendencia global de temperatura en superficie durante el periodo 1979-2005 es de unos 0.17ºC/década. Sobre tierra, en el

hemisferio norte, el valor de esta tendencia alcanza los 0.32ºC/década [IPCC, 2007]. Este último es el valor utilizado en la apartado 2

para comparar con la tendencia en España.


40

Éste ultimo resultado no desacredita a los modelos climáticos ya que en bastantes de ellos la respuesta de la precipitación al forzamiento antropogénico no se detecta claramente hasta bien entrado el siglo XXI21, pero tampoco permite afianzar nuestra confianza en las proyecciones. Recíprocamente, el hecho de que los modelos climáticos no reproduzcan (en general) el patrón de tendencias negativas de precipitación sobre la región mediterránea y la PI durante la segunda mitad del siglo XX19 imposibilita cualquier ejercicio de atribución de esta señal. Por lo que se refiere a la temperatura, la concordancia entre observaciones y modelos es mucho mejor, ya que todos los modelos reproducen cualitativamente el calentamiento observado a lo largo del siglo XX19, si bien los modelos tienden a subestimar el aumento de temperatura en las últimas décadas, por lo menos en la PI19 y en el oeste de Europa [Oldenborgh et al., 2009].

Agradecimientos:

Agradecemos al proyecto EU-FP6 ENSEMBLES (http://www.ensembles-eu.org) y a los proveedores de datos del proyecto ECA&D project (http://eca.knmi.nl) el uso de la base de datos E-OBS. También queremos agradecer a Geert Jan Van Oldenborgh el acceso a las simulaciones ESSENCE, así como el uso de su software “Climate Explorer” para los análisis preliminares y figuras suplementarias.

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21 Consultar figuras suplementarias 3 a 6 en http://clivar.iim.csic.es/files/figuras_suplementarias.pdf


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CLIVAR – España Variabilidad Oceánica

43

Capítulo 31

VARIABILIDAD OCEÁNICA Y DE NIVEL DE MAR EN EL ENTORNO DE LA PENÍNSULA IBÉRICA

Autores: Manuel Vargas-Yáñez1, Marcos García Sotillo2 y Damiá Gomis3 1 Instituto Español de Oceanografía (IEO) 2 Puertos del Estado 3 Instituto Mediterráneo de Estudios Avanzados (Universitat de les Illes Balears - CSIC) Contribuyentes: Inés Álvarez4, Verónica Benítez-Barrios5, Francisco M. Calafat3, Bartolomeu Cañellas3, Maite de Castro4, Alejandro J.C. Crespo4, Inmaculada Ferrer2, Mª Carmen García-Martínez1, José Luis G. Gesteira6, Moncho Gómez-Gesteira4, César González-Pola7, Gabriel Jordá3 , Alicia Lavín8, Nieves Lorenzo4, Marta Marcos3, Francina Moya1, Ananda Pascual3, Begoña Pérez2, Irene Polo9, Simón Ruiz3, Jordi Salat10, Jordi Solé3, Raquel Somavilla8, Elena Tel11, Victoriano Valencia12, Enrique Vidal-Vijande3, Patricia Zunino1. 4 Environmental Physics Laboratory, Facultad de Ciencias, Universidad de Vigo, Ourense. 5 Facultad de Ciencias del Mar, Universidad de Las Palmas de Gran Canaria. 6 Área de control y gestión del medio marino y los recursos marinos. Fundación CETMAR, Vigo. 7 Instituto Español de Oceanografía. Centro Oceanográfico de Gijón. Gijón. 8 Instituto Español de Oceanografía. Centro Oceanográfico de Santander. Santander. 9 Depto de Física de la Tierra, Astronomía y Meteorología I. Universidad Complutense de Madrid. 10 Institut de Ciencias del Mar de Barcelona (CSIC). 11 Instituto Español de Oceanografía. IEO. Madrid. 12 AZTI-Tecnalia, Unidad de Investigación Marina, Pasaia, Guipúzcoa.

ÍNDICE 1.- Introducción

2.- Variabilidad Oceánica

2.1.- Sumario.

2.2.- Variaciones de temperatura y salinidad.

2.3.- Flujos de Calor.

3.- Nivel del mar.

3.1.- El nivel del mar: De una aproximación global hacia otra regional.

3.2.- Observaciones

3.3.- Eventos extremos y su variabilidad.

3.4.- Mecanismos que gobiernan los cambios observados.

3.5.- Modelización

3.6.- Perspectivas de progreso en el conocimiento regional del nivel del mar

4.- Referencias

Cita: Vargas-Yáñez M., García Sotillo M. y Gomis D., 2010. Variabilidad oceánica y de nivel de mar en el entorno de la Península Ibérica, In Clima en España: pasado,presente y futuro (Pérez F. Fiz and Boscolo Roberta Editores) 43-52 pp.


44

1.- Introducción

En muy pocos metros de la capa superficial del océano se acumula tanto contenido térmico, agua y

CO2 como en toda la atmosfera. Desde 1955 el calor absorbido por el océano ha sido 20 veces superior al

incremento en la atmósfera. Las distintas propiedades físico-químicas del aire y del agua hacen que el océano

responda de manera muy lenta a los cambios climáticos, del orden de decenas a miles de años en comparación

con la atmósfera. El océano representa la memoria y la inercia a los cambios, mientras que la atmósfera

responde de manera más cambiante y extrema. No es posible entender los cambios en el clima de la PI sin

conocer la variabilidad oceánica tanto próxima como remota. Siguiendo la terminología del IPCC, los

principales avances en el conocimiento de nuestros mares regionales se centran en el ámbito de la detección

(variaciones medias, rangos, frecuencias de fenómenos extremos de la temperatura, salinidad y el nivel del

mar, así como cambios en el afloramiento costero, altura del oleaje, etc). Aquí se abordan primeramente los

aspectos relacionados con la observación del clima oceánico y posteriormente se afrontan específicamente los

cambios en el nivel del mar.

2.- Variabilidad Oceánica

2.1.- Sumario.

El último Informe del IPCC [IPCC, 2007] concluye que la temperatura promedio de los océanos se ha

incrementado desde 1961 en una capa que alcanza hasta los 3000 m y que los océanos han absorbido más del

80% del calor incrementado al sistema climático [Levitus et al., 2005; 2009]. Los principales resultados

obtenidos hasta la fecha muestran un calentamiento de los primeros 1000 metros de la columna de agua en el

área del Golfo de Vizcaya durante la década de los 90. Las aguas superficiales en el Golfo de Vizcaya y el

margen atlántico de la PI muestran alternancia de periodos fríos y cálidos desde 1854. El último de los

periodos cálidos se ha producido en las aguas superficiales desde 1974 hasta la actualidad. El análisis de la

serie temporal completa arroja un calentamiento neto desde 1854 hasta nuestros días. La temperatura y la

salinidad de las aguas más profundas del Mediterráneo occidental han aumentado, habiéndose elevado

también la salinidad de las aguas intermedias en esta misma cuenca durante la segunda mitad del siglo XX. El

Atlántico subtropical muestra un calentamiento y aumento de su salinidad desde los 600 a 1800 metros de

profundidad, pero parece que las variaciones en la intensidad de los vientos dominantes son el principal factor

que induce estas variaciones a través de hundimientos o elevaciones de las masas de agua. En esta zona se ha

registrado un descenso de la intensidad del afloramiento costero desde 1967 unido a un calentamiento de las

aguas superficiales en todo el Atlántico Tropical y se ha constatado que la variabilidad de la temperatura

superficial del mar en esta zona está ligada a patrones de circulación general e incluso al régimen de

precipitaciones en Europa.

2.2.- Variaciones de temperatura y salinidad.

El análisis de datos de temperatura superficial del mar, obtenidos a partir de los radiómetros instalados

a bordo de los satélites NOAA (Nacional Oceanographic and Atmospheric Agency, http://poet.jpl.nasa.gov)

muestran que las aguas superficiales del margen continental atlántico de la PI así como del Golfo de Vizcaya

experimentaron un calentamiento durante el periodo 1985-2005. Este calentamiento varió entre 0.035 ºC/año y

0.012 ºC/año dependiendo de la zona [Gómez-Gesteira et al., 2008a]. El incremento de temperatura a lo largo

de estas dos décadas se enmarca dentro de la alternancia de periodos cálidos y fríos observada para el Golfo

de Vizcaya desde 1854 [de Castro et al., 2009]. Las series de datos de temperatura superficial del mar

reconstruidas y extendidas por la oficina de investigación oceánica y atmosférica de la NOAA (NOAA/OAR,

Office of Oceanic and Atmospheric Research, www.cdc.noaa.gov) permiten distinguir un periodo frío hasta

1910 y otro desde 1945 a 1974. Entre 1910 y 1945 y desde 1974 hasta el presente se han producido dos

periodos de calentamiento, siendo el actual ligeramente más intenso que el anterior.

Si consideramos la columna de agua, las diferentes masas de agua hasta 1000 metros de profundidad

en el Golfo de Vizcaya se han monitorizado desde principios de los 90 con frecuencia mensual en el radial de

Santander (IEO), mostrando un calentamiento sostenido entre 0.015 ºC/año y 0.030 ºC/año según niveles

[González-Pola et al., 2005]. Los cambios termohalinos en las Aguas centrales del Atlántico Noreste (entre


45

200 y 500m) presentan correlación con las variaciones locales de la interacción atmósfera-océano. Por otra parte, la vena de agua mediterránea que se sitúa en torno a los 1000m muestra un calentamiento y aumento de la salinidad progresivo. Conviene señalar que la corta duración de estas series no permite el análisis de tendencias a más largo plazo, identificándose específicamente alteraciones decenales, como es el fuerte ascenso del calor absorbido por los océanos durante los años 90. Las series de temperatura del aire y del agua superficial en la bahía de San Sebastián no muestran tendencias significativas para el periodo 1947-2005 [Fontán et al., 2008; Goikoetxea, et al., 2009] poniendo de manifiesto que las tendencias observadas dependen fuertemente del periodo estudiado.

La década de los 90 muestra un calentamiento superficial muy pronunciado también en el Mediterráneo, si bien un análisis de datos procedentes de la base de datos MEDATLAS [MEDAR group 2002] muestra que a lo largo del periodo 1965-1998 hay variabilidad interanual y decenal sin tendencias significativas. Estos resultados coinciden con los obtenidos por la simulación numérica ORCA-R025 G70 [Vidal-Vijande, 2009]. Sin embargo, para un periodo un poco más extenso (1943-2000) se observa una tendencia positiva de la temperatura, la cual se acentúa a partir de principios de los años 80 [Rixen et al., 2005; Vargas-Yáñez et al. 2008 y 2009a]. Este cambio de tendencia o de ritmo de aumento de la temperatura coincide con lo observado en la serie de temperatura de l’Estartit donde se ha registrado un fuerte ascenso de la temperatura del agua desde 1974 con tendencias del orden de 0.03 ºC/año hasta el año 2008 (Fig. 1) y un aumento de la temperatura del aire superior al del agua [Salat y Pascual, 2006]. Estos autores también han constatado un adelanto en 41 días del inicio del periodo en que el mar está más frío que el aire, lo que podría reducir la evaporación efectiva y comportar una reducción de la pluviosidad en primavera, la cual supone el 30% del total anual. Las tendencias primaverales observadas en la precipitación local muestran, efectivamente, una reducción estadísticamente no significativa por mor de la irregularidad de la precipitación.

La temperatura de las aguas intermedias en el Mediterráneo occidental no muestra tendencias significativas, sino simplemente oscilaciones decenales, reiterando los resultados obtenidos a partir del análisis de datos de MEDATLAS [MEDAR group 2002] y de la modelación ORCA-R025 G70 [Vidal-

Vijande, 2009]. Estos resultados han sido obtenidos al analizar los cambios de temperatura sobre niveles isobáricos. No obstante, los cambios TS sobre niveles de presión o profundidad pueden descomponerse en aquellos relacionados con alteraciones de los flujos de calor y agua dulce con la atmósfera, y los asociados a desplazamientos verticales de las isopicnas, superficies neutras o simplemente superficies materiales. Este tipo de descomposición realizada por [Zunino et al., 2009] muestra que las aguas intermedias en el Mediterráneo occidental podrían haber aumentado su temperatura y salinidad desde 1943 a 2000, si bien un ascenso de las isopicnas habría enmascarado este calentamiento. Finalmente, las aguas profundas muestran un aumento de temperatura para el periodo 1943-2000, si bien hay oscilaciones decenales con periodos de estancamiento (Fig.1). Los análisis de las base de datos MEDATLAS [MEDAR group 2002] y la simulación numérica ORCA reproducen nuevamente este calentamiento en las capas profundas. Las salinidades de las capas intermedia y profunda han aumentado a un ritmo de 1.3 x 10-4 año-1 y 9.2 x 10-4 año-1 respectivamente [Vargas-Yáñez et al., 2009b], pero en este caso los modelos no son capaces de reproducir este comportamiento [Vidal-Vijande, 2009]. Hay que señalar que tanto el aumento de salinidad de las capas intermedia y profunda, como el calentamiento de ésta última son resultados robustos no afectados por los sesgos recientemente detectados en las medidas de temperatura realizadas con batitermógrafos [Vargas-Yáñez

et al., 2009b].

En el Atlántico subtropical, la repetición de secciones transatlánticas desde África a América en 1957 (botellas oceanográficas), 1981, 1992, 1998, 2004 (CTDs) más el uso de boyas ARGO revelan un calentamiento y aumento de salinidad entre 600 y 1800m de profundidad. Sin embargo el principal factor que gobierna este aumento de temperatura y salinidad es el hundimiento de las isopicnas, que se relaciona con variaciones en el rotacional del viento [Vélez-Belchí et al., 2009].

Un análisis más local restringido a la zona norte del archipiélago canario realizado mediante la comparación de secciones de CTD realizadas en 1997 y 2006, muestra un aumento estadísticamente significativo de la temperatura y salinidad en isóbaras entre 1500 y 2300 dbar, nuevamente ligado a un hundimiento de las superficies neutras [Benítez-Barrios et al., 2008], así como un enfriamiento y endulzamiento de las aguas de la termoclina principal asociado según estos autores a cambios en el balance de agua dulce en las regiones de formación de estas masas de agua. Los vientos alisios que fluyen a lo largo de la costa, procedentes del Norte o Nordeste, generan un afloramiento costero por transporte de Ekman. La variabilidad temporal de este afloramiento y sus posibles teleconexiones con los patrones de circulación


46

atmosféricos generales e incluso la pluviosidad en Europa se han analizado desde los años 70 [Polo et al.,

2005; Rodríguez-Fonseca et al., 2006; García-Serrano et al., 2008; Polo et al., 2008a]. Estos autores han

estudiado datos de temperatura subsuperficial del mar de la base de datos TAOSTA (Tropical Atlantic Ocean

Subsurface Temperature Atlas), temperatura superficial del mar extendida y reconstruida por la NOAA/OAR

así como datos de viento obtenidos en el marco del proyecto PIRATA-CLIVAR y han puesto de manifiesto

que en el periodo 1979-2002 la variabilidad de la intensidad del afloramiento de Mauritania/Senegal fue un

factor clave en la persistencia de las anomalías de SST del Atlántico Norte Subtropical, mientras que los flujos

de calor turbulentos tendieron a restaurar las condiciones normales. Las anomalías de SST sobre el Atlántico

Norte Subtropical están a su vez asociadas a un patrón atmosférico que indica una estructura bipolar de

precipitación Norte-Sur en Europa. Es notorio un descenso de la intensidad del afloramiento costero desde

1967 a 2005 [Gómez-Gesteira et al., 2008b]. La variabilidad del sistema de afloramiento de Angola/Benguela

también ha sido objeto de estudio en relación con la pluviosidad en Europa [Polo et al., 2008a; García-

Serrano et al., 2008]. Las variaciones térmicas de este afloramiento están asociadas a anomalías de SST en el

Atlántico Ecuatorial a través de ondas oceánicas y flujos de calor [Polo et al., 2008a] que tele-conectan con

variaciones de precipitación extratropical [García-Serrano et al., 2008]. Así mismo, estas ondas oceánicas a

escalas intraestacionales son capaces de transportar anomalías a lo largo de la cuenca y afectar a la

variabilidad del la altura del mar en la costa oeste africana [Polo et al., 2008b].

2.3.- Flujos de Calor.

No se ha encontrado un tendencia mantenida de incremento del flujo de calor en la cuenca

Mediterránea, sino una alternancia con un periodo de pérdida de calor del Mediterráneo desde 1958 hasta

1975 y otro periodo de ganancia de calor desde esta fecha hasta 2001 [Ruiz et al., 2008] dentro de un rango de

variabilidad para el calor neto de ± 10 W/m2. Los cálculos más recientes llevados a cabo a partir del conjunto

de datos de HIPOCAS indican que la media temporal y espacial para el periodo 1958-2001 es -1 W/m2 [Ruiz

et al., 2008]. Esta pérdida media de calor es inferior al calor advectado hacia el interior del Mediterráneo a

través de Gibraltar (estimado entre 8.5 W/m2 y 5 W/m

2), lo cual indicaría un desajuste en el balance

energético de este mar y por tanto un calentamiento del Mediterráneo, en concordancia con las observaciones

directas de temperatura mostradas en los epígrafes anteriores. Sin embargo, las incertidumbres asociadas al

cálculo de flujos hace que no se pueda ser concluyente en este sentido (estimas anteriores obtenidas por otros

autores fluctúan entre los 29 W/m2 y los -11 W/m

2).

En el Golfo de Vizcaya, los patrones de circulación atmosférica pueden llevar a procesos

oceanográficos singulares como la fuerte pérdida de calor del invierno 2004/2005 que provoca la formación

de espesas capas de mezcla invernal [Somavilla et al., 2009] lo cual afecta al clima regional próximo. Este

fenómeno también afecta a la formación de aguas profundas en el Mediterráneo occidental con aguas

excepcionalmente frías y fenómenos de “cascading” asociados a una fuerte pérdida de calor y flotabilidad

[Font et al., 2007; López-Jurado et al., 2005].

3.- Nivel del mar.

3.1.- El nivel del mar: De una aproximación global hacia otra regional.

El último Informe del IPCC concluye que la temperatura promedio de los océanos se ha incrementado,

causando una expansión del agua marina que contribuye al aumento del nivel del mar. Según ese informe, las

observaciones muestran un aumento global del nivel del mar tasado en 1.8±0.5 mm/año para el periodo 1961-

2000, aunque estimas más recientes lo sitúan en 1.5±0.4 mm/año [Domingues et al., 2008]. Por otra parte, la

tasa de elevación obtenida para 1993-2003, un periodo ya cubierto por datos de altimetría satelitaria, es de

3.1±0.7 mm/año. En cuanto al futuro, las proyecciones basadas en modelos numéricos indican un aumento del

nivel del mar para finales del S XXI (década 2090-2099) respecto del periodo de control (1980-1998) que

oscila entre 0.18-0.26 metros. Estas proyecciones no incluyen factores con alta incertidumbre (pero con toda

seguridad positivos) como la tasa de aumento de masa asociada al deshielo continental, lo cual hace prever

que los incrementos sean mayores. Todas estas conclusiones y previsiones recogidas en el informe del IPCC

están referidas a cambios del nivel del mar a escala global. Sin embargo, es necesario resaltar que puede haber

notables diferencias en términos de tendencia y variabilidad al comparar los valores globales referidos


47

anteriormente con la evolución del nivel del mar en una región concreta del globo. Por ello, a continuación se

presentan resultados relevantes sobre la variabilidad del nivel del mar en la PI y cuencas anexas.

Figura 1. Panel superior: Evolución del flujo neto de calor entre el océano y la atmósfera en el

Mediterráneo noroccidental y evolución de la temperatura, salinidad y densidad potencial en el Canal de

Mallorca (proyecto CIRBAL, IEO). Panel inferior: Calor absorbido y temperatura superficial en la estación

de l’Estartit (ICM/CSIC) y calor absorbido y temperatura media para la capa profunda y para todo el

Mediterráneo occidental a partir de datos de MEDATLAS. En la columna de la derecha se ha incluido el

incremento total de temperatura para el periodo analizado.


48

3.2.- Observaciones.

En su vertiente Atlántica, la PI muestra una cobertura aceptable, aunque mejorable, de series largas

(más de 45 años) gracias a los mareógrafos del Instituto Español de Oceanografía en Santander, Vigo y

Coruña y a algunos situados en la costa Portuguesa (Cascais y Lagos). En la costa Mediterránea de la PI la

serie más larga corresponde al mareógrafo del Instituo Geográfico Nacional situado en Alicante. Se dispone

de otras series más o menos largas en Cádiz, Tarifa, Ceuta y Málaga, pero todas ellas están influidas por

procesos locales y por tanto pueden no ser muy representativas del comportamiento promedio del nivel del

mar. Finalmente decir que la Red REDMAR de Puertos del Estado, con sus 34 estaciones y coberturas

temporales de hasta 17 años en algunas de sus estaciones, es un buen complemento para las series largas.

Respecto a la variabilidad de largo término, los datos indican que el ciclo anual del nivel del mar

muestra una gran variabilidad tanto temporal como espacial, con amplitudes medias que van desde 3 a 7 cm y

un pico detectado entre octubre-noviembre en la costa Atlántica y en septiembre para la Mediterránea [Marcos

y Tsimplis, 2007]. En cuanto a tendencias del nivel del mar, los registros de Cascais y Lagos abarcan todo el

siglo XX y dan tendencias de 1.3±0.1 y 1.5±0.1 mm/año respectivamente. Las estaciones de Santander, Vigo

y Coruña abarcan los últimos 60 años y sus tendencias se sitúan por encima de los 2.0±0.2 mm/año (valores

similares a los registrados en la costa Atlántica francesa). En el Mediterráneo, el registro de Alicante se inició

en 1960 y muestra una tendencia negativa (!0.3±0.2 mm/año) que contrasta con las tendencias positivas

(1.2±0.1 mm/año) de los registros de Marsella y Génova, que cubren todo el siglo XX (Fig.2; [Marcos y

Tsimplis, 2008]). Por otro lado, los datos de altimetría, obtenidos a partir de 1993 dan una tendencia superior a

los 3 mm/año, tanto en el Mediterráneo como en el Atlántico [Cazenave et al., 2002]. La aparente disparidad

de los datos aportados, especialmente patente en el Mediterráneo, se explica a partir de la cuantificación de los

distintos procesos que influyen sobre el nivel del mar (ver sección 3.4). Con el fin de superar la visión parcial

que ofrecen los mareógrafos (series largas, pero sólo costeras) y la altimetría (cobertura espacial adecuada,

pero datos sólo para una década y media), [Calafat y Gomis, 2009] han combinando ambas fuentes de datos

generando una reconstrucción del nivel del mar para el periodo 1945-2000. Esta reconstrucción muestra una

tendencia del nivel medio sobre todo el Mediterráneo de 0.7±0.2 mm/año para ese periodo (en la costa

Mediterránea de la PI las tendencias oscilan entre 0.3 y 0.7 mm/año).

3.3.- Eventos extremos y su variabilidad

Los extremos de nivel del mar son consecuencia de diferentes procesos, siendo los más habituales la

interacción entre mareas y surges producidos por perturbaciones atmosféricas (efecto directo del viento y de la

presión atmosférica). Recientemente se ha presentado un estudio completo [Marcos et al., 2009] combinando

registros horarios (a partir de 1940) de 73 mareógrafos localizados en el sur de Europa y la base de datos

HIPOCAS [Ratsimandresy et al., 2007] generada a partir de salidas de un modelo barotrópico forzado por

campos de presión y viento de alta resolución [Sotillo et al, 2005]. Teniendo en cuenta los diferentes

regímenes de marea, las observaciones indican que en las estaciones atlánticas se han registrado valores de

hasta 250 cm, mientras que en el Mediterráneo los valores extremos son en general menores de 60 cm con

respecto al nivel medio. Los datos HIPOCAS son consistentes con las observaciones y presentan la misma

distribución espacial que los residuos meteorológicos de los mareógrafos aunque también cierta subestimación

(menor de 10 cm en dos tercios de las estaciones y entre 10 y 35 cm para el resto). A partir de los 11 registros

mareográficos más largos se ha observado que tanto las tendencias de largo término como las variaciones

interanuales de los episodios extremos son consistentes con el nivel medio del mar, por lo que parece que no

existen evidencias de cambios en la intensidad o el número de perturbaciones atmosféricas durante las últimas

décadas del siglo XX.

3.4.- Mecanismos que gobiernan los cambios observados.

Como se ha dicho ya anteriormente, la variabilidad del nivel del mar a escala global viene

determinada por la componente estérica (cambios de volumen derivados de cambios en la temperatura y

salinidad del agua) y la componente de masa (debida principalmente a la fusión de hielos continentales). Sin

embargo, a escala regional la presión atmosférica y el viento juegan también un papel importante, así como la

re-distribución de masa por cambios en la circulación oceánica. Esos factores regionales son los que explican

que mientras la tendencia del nivel del mar global es del orden de 1.5 mm/año para el periodo 1961-2000


49

[Domingues et al., 2008] en el Mediterráneo se haya estimado en sólo 0.5 mm/año para ese mismo periodo

[Calafat y Gomis, 2009]. La razón fundamental es que durante el periodo de 1960 a 1993 hubo un aumento

significativo de la presión atmosférica en el sur de Europa, cuya contribución en términos de tendencia de

nivel del mar se ha cuantificado en -1 mm/año para ese periodo (-0.4 mm/año si se considera toda la segunda

mitad del siglo XX; [Gomis et al., 2008]). Esa contribución atmosférica tiene además una componente

claramente estacional: se manifiestó fundamentalmente en invierno. Por último decir que las variaciones inter-

anuales de nivel del mar observadas tanto en las costas atánticas de la PI como en el Mediterráneo muestran

una correlación significativa con el índice atmosférico NAO, lo que refuerza la importancia del forzamiento

atmosférico mecánico sobre la variabilidad del nivel del mar a escala regional.

Respecto a la contribución estérica, los datos indican que es positiva en el Atlántico, mientras en el

Mediterráneo hay datos dispares sobre su impacto durante las cuatro últimas décadas. Mientras algunos

modelos señalan incrementos estéricos del orden de algunos mm/año en el Mediterráneo Occidental, los datos

de MEDATLAS señalan una contribución ligeramente negativa [Tsimplis y Rixen, 2002]. Uno de los factores

que explican esta diferencia respecto a las costas atlánticas de la PI es que a pesar de haberse registrado

ligeros aumentos en la temperatura del Mar Mediterráneo, éstos habrían sido compensados por el aumento de

salinidad. Este hecho, que con los datos actuales sólo puede vislumbrarse a duras penas debido a la

insuficiente cobertura espacio-temporal de los datos históricos) , se manifiesta claramente en las predicciones

elaboradas para el siglo XXI: el aumento del déficit hídrico de la cuenca (debido a la mayor evaporación y

menor precipitación y aporte de ríos) causaría un aumento de salinidad que podría compensar el aumento de

temperatura, dando una componente estérica de nivel del mar muy pequeña (de uno u otro signo, según los

modelos y escenarios). Esto es, las diferencias en las tendencias de nivel del mar observadas entre las costas

atlánticas y mediterráneas de la PI parecen extenderse al siglo XXI.

Figura 2: Series de nivel del mar (valores anuales) obtenidas a partir de los registros de

mareógrafo más largos de la PI y de la cuenca Mediterránea Occidental. Cada uno de los

registros está desplazado 20 cm en la vertical respecto del anterior.


50

Durante la última década del S XX el comportamiento ‘anómalo’ (respecto al promedio global) del

nivel del mar en el Mediterráneo parece revertirse: tanto la componente atmosférica como la estérica muestran

tendencias claramente positivas. Durante ese periodo la subida registrada en el Mediterráneo es de hasta 10

mm/año, debido en parte a la disminución de la presión atmosférica, pero sobre todo a un aumento de la

temperatura del mar (un aumento que parece haberse ralentizado a partir de 2001). El hecho de que los datos

altimétricos estén enormemente influídos por esa década explica que las tendencias obtenidas para el periodo

altimétrico sean altas

La contribución de masa puede estimarse directamente a partir de datos de gravimetría. Esas

observaciones están disponibles sólo a partir de 2002, pero han permitido demostrar que restando las

contribuciones atmosférica y estérica del nivel del mar total se obtiene una buena aproximación a la

componente de masa [Calafat et al., 2009]. A partir de ese resultado, [Calafat et al., 2009] han mostrado que la

componente de masa en el Mediterráneo ha aumentado de manera muy regular durante la última mitad del

siglo XX, siendo su ritmo de 1.2±0.3 mm/año.

3.5.- Modelización

La modelización numérica de los procesos que gobiernan la variabilidad del nivel del mar es una

herramienta esencial para entender y predecir dicha variabilidad. El efecto del forzamiento mecánico (viento y

presión atmosférica) se resuelve con modelos barotrópicos 2D. Este tipo de modelo ha sido tradicionalmente

empleado con excelentes resultados en sistemas de predicción de storm surge a corto plazo. Por medio de

estas técnicas de modelización barotrópica se generó el reanálisis HIPOCAS [Ratsimandresy et al., 2008], el

cual ha proporcionado una base de datos de alta calidad que abarca toda la cuenca Mediterránea y parte del

Atlántico nororiental. Esos datos han permitido, como se ha citado anteriormente, entender los mecanismos

que han motivado los cambios de nivel del mar en el Mediterráneo durante la segunda mitad del siglo XX

[Gomis et al., 2008; Pascual et al., 2008] o caracterizar su régimen extremal [Marcos et al., 2009].

Sin embargo, los modelos barotrópicos no son válidos para reproducir la contribución estérica y los

cambios de masa, siendo necesario para este fin el uso de modelos baroclinos 3D que describen, no sólo el

movimiento del agua, sino también la evolución de la temperatura y salinidad, al tiempo que se incluyen los

aportes de aguas continentales. Actualmente, se está trabajando en esta línea de aplicación de modelos

baroclinos 3D en simulaciones regionales climáticas. A nivel nacional, hay que destacar que dentro del

proyecto VANIMEDAT se acaba de realizar una integración baroclina de 44 años para un dominio similar al

cubierto por el reanálisis barotrópico HIPOCAS. Hay que apuntar que, a día de hoy, los reanálisis baroclinos

regionales son menos fiables que los barotrópicos, debido fundamentalmente a la mayor complejidad y

memoria de los procesos físicos que describen. En general, los modelos climáticos baroclinos presentan

discrepancias importantes con las observaciones a nivel regional [Tsimplis et al., 2008]. Iniciativas, como el

ya mencionado proyecto VANIMEDAT, sirven para la identificación y potencial subsanación de las carencias

de este tipo de simulaciones regionales, al tiempo que ponen las bases para la consecución con garantías de

proyecciones futuras de nivel del mar a escala regional basadas en escenarios de cambio climático.

3.6.- Perspectivas de progreso en el conocimiento regional del Nivel del

Mar.

En lo que se refiere a observaciones, señalar que la PI está bien cubierta con mareógrafos. Las

perspectivas de progreso más significativas vendrán del mantenimiento y extensión en el tiempo de esos

registros, así como de la progresiva extensión temporal de los datos altimétricos y de gravimetría. De cara a

cuantificar la componente estérica del nivel del mar el progreso vendrá asociado al incremento de los datos

hidrográficos (p.e. de boyas ARGO, buques de oportunidad y campañas oceanográficas), y el mantenimiento

de las series existentes, de temperatura y salinidad (p.e. las radiales IEO). También es importante conseguir un

mayor conocimiento del ciclo hidrológico que redunde en una mejor estima de las variaciones de masa a nivel

de cuenca.

Con relación al modelado numérico, el problema fundamental es que los modelos globales no tienen

suficiente resolución a nivel regional, mientras los modelos regionales aún presentan problemas importantes

(solución de los flujos a través de estrechos, procesos de mezcla y formación de agua densa, interacción con

los cambios globales a través de las condiciones de contorno, etc.). La apuesta europea, en lo que respecta a


51

modelado oceánico pasa por el desarrollo del modelo NEMO en versión de superficie libre. A nivel nacional, posiblemente la iniciativa más ambiciosa sea la generación de escenarios climáticos promovida por AEMET, en la que se usarán aplicaciones NEMO. Esta iniciativa, iniciada en Septiembre de 2009, se espera que dé los primeros resultados en 2010 y 2011. Paralelamente a las mejoras en los modelos es vital mejorar también los forzamientos atmosféricos, tanto en resolución como en calidad de los datos offshore. Actualmente existen bases de datos atmosféricas generadas por medio de downscaling dinámicos (p.e. HIPOCAS, [Sotillo et al., 2005]; ARPERA, [Herrman y Somot, 2008] que son de gran utilidad para el modelado del nivel del mar. Se espera que en un futuro próximo sigan generándose forzamientos atmosféricos de este tipo con una mayor resolución y realismo y que esta mejora de los forzamientos repercuta en un mayor y más preciso conocimiento del nivel del mar. Finalmente, otra mejora puede provenir de la incorporación de sistemas multisensoriales (gliders, boyas ARGO, teledetección, etc.) por medio de técnicas de asimilación de datos en modelos de circulación oceánica.

4.- Referencias

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CLIVAR – España Teleconexiones

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Capítulo 41

TELECONEXIONES CLIMÁTICAS EN EL ENTORNO DE LA PENÍNSULA IBÉRICA

PREDICTABILIDAD Y CAMBIOS ESPERADOS

Autores: Belén Rodríguez-Fonseca1 y Concepción Rodríguez-Puebla2 1 Departamento de Geofísica y Meteorología, Universidad Complutense de Madrid. 2 Departamento de Física General y de la Atmósfera, Universidad de Salamanca.

Contribuyentes: Marta Ábalos1, Inés Álvarez4, Blanca Ayarzagüena1, Angel Borja14, Maite de Castro4, Alvaro de la Cámara1, Yolanda Castro-Díez3, Antonio Cofiño5, Alejandro J. Cabrera Crespo4, Maria José Esteban Parra3, María José Estrela6, María Dolores Frías5, Sonia Raquel Gámiz-Fortis3, Ricardo García-Herrera1, Javier García-Serrano1, Moncho Gómez-Gesteira4, Beatriz González1, Nube González Reviriego2, Jesús Fidel González Rouco1, Jose Manuel Gutiérrez5, Sixto Herrera5, Isabel Iglesias12, Juán Ignacio López-Moreno8, Maria de las Nieves Lorenzo4, Teresa Losada1, Yolanda Luna11, María Luisa Martín13, Juan Javier Miró6, Elsa Mohino1, Daniel Paredes1, Francisco Pastor6, Irene Polo1, David Pozo-Vázquez9, Fernando Sánchez Rodrigo10, Jon Sáenz7, Encarnación Serrano1, Juán José Taboada12, Francisco Valero1, Jose Antonio Valiente6, Sergio Vicente-Serrano 8.

3 Departamento de Física Aplicada, Universidad de Granada 4 Facultad de Ciencias, Universidad de Vigo, Ourense 5 E.T.S.I. Caminos, Universidad de Cantabria 6 Centro de Estudios Ambientales del Mediterráneo, Unidad Mixta CEAM-UVEG, Valencia 7 Departamento Física Aplicada II, Universidad del País Vasco 8 Instituto Pirenaico de Ecología de Zaragoza (CSIC) 9 Departamento Física Aplicada, Universidad de Jaen 10 Departamento de Física Aplicada, Universidad de Almeria 11 Agencia Estatal de Meteorología (AEMET) 12 Meteogalicia, Xunta de Galicia 13 Departamento Matemática Aplicada, Campus de Segovia, Universidad de Valladolid 14 AZTI Tecnalia, Marine Research Division

ÍNDICE

1.- Introducción

2.- La Oscilación del Atlántico Norte y el clima de la Península Ibérica

2.1.- Otros patrones de teleconexión que contribuyen a la variabilidad climática de la Península Ibérica

2.2.- Influencia oceánica en la Oscilación del Atlántico Norte

3.- El Niño y la Oscilación Sur (ENSO) y el clima de la Península Ibérica

4.- ¿Qué cambios se esperan para los Patrones de Teleconexión en climas futuros?

5.- Conclusiones

6.- Referencias

Cita: Rodríguez-Fonseca B. y Rodríguez-Puebla C., 2010. Teleconexiones climáticas en el entorno de la Península Ibérica. Predictabilidad y cambios esperados, In Clima en España: pasado,presente y futuro (Pérez F. Fiz and Boscolo Roberta Editores) 53-68 pp.


54

1.- Introducción

Las teleconexiones son fenómenos integrantes del sistema climático y que indican fluctuaciones recurrentes de la circulación (atmosférica u oceánica) en zonas distantes correlacionadas entre sí. Por tanto, contribuyen a la variabilidad climática (a nivel regional) de la precipitación, la temperatura y algunos ecosistemas. Las teleconexiones reflejan aspectos importantes de la variabilidad interna del sistema y también de la interacción entre la atmósfera y otros componentes de mayor inercia como los océanos. Éstas se determinan mediante una estructura espacial o patrón de teleconexión (PTC) y una serie temporal (o índice de teleconexión) que caracteriza su evolución a través del tiempo, su amplitud y su fase [Wallace y Gutzler, 1981; Barnston y Livezey, 1987]. Las series temporales presentan diferentes escalas de variabilidad, incluyendo la de baja frecuencia, de gran utilidad como herramienta potencial para la predicción estacional e interanual [Frankignoul y Hasselmann, 1977]. Un reto de gran interés para la investigación climática es la búsqueda de señales de teleconexión que permitan explicar la ocurrencia de fenómenos climáticos anómalos como sequías, inundaciones y extremos térmicos, así como mejorar las predicciones climáticas. Estas investigaciones son importantísimas por sus aplicaciones en ámbitos muy variados como el agrícola, el de la salud, el sector energético y el alimentario. En el caso de la PI, existe una amplia cantidad de estudios que han relacionado los PTCs con propiedades como la radiación solar [Pozo Vázquez et al., 2004], el caudal de los ríos [Trigo et al., 2004; de Castro et al., 2006; Gámiz-Fortis et al., 2008], las sequías [Vicente-Serrano y

Cuadrat, 2007], la actividad convectiva [Soriano et al., 2004], la salinidad [Pérez et al., 2000], la producción agrícola [Rodríguez-Puebla et al., 2007], la pesca [Borja et al., 2008] ...

Corti et al. [1999] encontraron que los patrones espaciales que aparecen como respuesta a un forzamiento antropogénico pueden proyectarse, principalmente, en los modos de variabilidad natural del clima, representados por los PTCs. Estos PTCs se pueden alterar bajo escenarios de cambio climático, afectando, por tanto, a la variabilidad climática regional, tal y como indica el último informe del IPCC [Solomon et al., 2007]. De hecho, algunos de los cambios del clima observado en el siglo XX se pueden describir mediante la variabilidad de los PTCs [Trenberth et al., 2007].

Los PTCs son capaces de explicar un alto porcentaje de la variabilidad de la precipitación en PI [Trigo

y Palutikof, 2001]. El PTC atmosférico dominante en nuestras latitudes es la llamada Oscilación del Atlántico Norte (NAO) y la PI se localiza en una región singular al encontrarse entre los centros de acción de dicha oscilación. Otros PTCs que influyen en la variabilidad climática de la PI son el patrón del Atlántico Este (EA), el patrón del Atlántico Este y Oeste de Rusia (EAWR), el patrón de Escandinavia (SCA) y el patrón del Mediterráneo Occidental (WeMO).

Los océanos son claves a la hora de explicar la persistencia en el tiempo de los PTCs atmosféricos. Cambios en la temperatura de la superficie del mar son capaces de explicar cambios en los PTCs, como ocurre con la influencia del océano tropical en la configuración de la NAO [Hoerling et al., 2001]. En nuestras latitudes, las anomalías en el Atlántico Tropical, el Mediterráneo y el fenómeno de El Niño del Pacífico son importantes para la predictibilidad de los PTCs atmosféricos y, por tanto, cambios en los mismos pueden ser los responsables de cambios en las teleconexiones. En relación con el cambio climático, diversos autores [Knutson et al., 1998; 1999] han mostrado la contribución antropogénica en el calentamiento de los océanos tropicales.

Este capítulo pretende sintetizar de forma coherente el estado del conocimiento en relación con los PTCs que afectan a la variabilidad climática de la PI y la influencia oceánica a escalas interanuales; así como los cambios que se prevén en escenarios de cambio climático.

2.- La Oscilación del Atlántico Norte y el clima de la PI

El PTC predominante del sector Atlántico Norte es la NAO, que se presenta como un dipolo de anomalías de presión reducida al nivel del mar (SLP), con centros de acción sobre Islandia y el oeste de Portugal [Wallace y Gutzler, 1981; Barnston y Livezey, 1987; Hurrell, 1995]. Este dipolo Norte-Sur de SLP en el Atlántico Norte (Fig. 1a) está estrechamente vinculado al modo anular del hemisferio Norte (NAM) en invierno, también denominada Oscilación Ártica (AO) [Thompson y Wallace, 1998; Wallace, 2000]. Sin


55

embargo, la NAO está más relacionada con los procesos que ocurren en el sector Atlántico mientras que el

NAM se vincula con procesos dinámicos a nivel hemisférico. La NAO justifica una parte importante de la

variabilidad de la precipitación en Europa, de modo que un alto índice de esta oscilación, caracterizado por un

aumento de la presión en el centro de altas presiones subtropicales y una disminución sobre el centro de bajas

presiones subpolares, está asociado con un aumento de la precipitación en el Norte de Europa y una

disminución en el suroeste Europeo; ocurriendo lo contrario para la fase negativa. Este vínculo con la

precipitación se explica por la estrecha relación entre la NAO y los desplazamientos del flujo zonal y la

corriente en chorro [Hurrell, 1995; Hurrell et al., 2003; Hurrell et al., 2006]. En la fase positiva las masas de

aire son del noroeste, secas y frías; mientras que en la fase negativa son del suroeste cálidas y húmedas

[Rodríguez-Puebla y Nieto, 2009].

La estructura de la NAO experimenta variaciones estacionales, interanuales, decadales y

multidecadales [Hurrel et al., 2003; Fig. 3]. En escalas decadales, los datos proxy e instrumentales revelan la

existencia de periodos prolongados para las fases positivas y negativas de la NAO [Jones et al., 2003; Pozo-

Vázquez et al., 2000], lo que indica la presencia de un forzamiento externo a la atmósfera, como puede ser el

océano [Bjerknes, 1969]. Así, en las décadas de 1960 y 1970 predominó la fase negativa mientras que en la de

los 1990 fue la positiva.

Desde 1992 numerosos autores han tratado de justificar la variabilidad de la precipitación de la PI con

base en la NAO [Zorita et al., 1992; Rodrigo et al., 2001; Rodríguez-Puebla et al., 1998; Serrano et al., 1999;

Rodríguez-Fonseca y Serrano, 2002; Muñoz-Díaz y Rodrigo, 2003; Trigo y daCamara, 2000; Goodess y

Jones, 2002]. Estudios recientes demuestran que la influencia de la NAO ha cambiado a lo largo del periodo

observacional informando, por tanto, del carácter no estacionario de la configuración de la NAO y justificando

la diferente respuesta de las sequías (mediante el índice de precipitación estandarizado, SPI) a sus diferentes

Figura 1: Patrón de teleconexión NAO en las distintas estaciones: a) Invierno (DEF);

b) Primavera (MAM); c) Verano (JJA); d) Otoño (SON). Las configuraciones están

caracterizadas por la correlación (multiplicada por 100) entre el índice NAO del “Climate

prediction Center (USA)” y la presión al nivel del mar de los datos de reanálisis del

NCEP/NCAR.

a) DEF b) MAM

c) JJA d) SON


56

fases [Vicente-Serrano y López-Moreno, 2008a, 2008b; López-Moreno y Vicente-Serrano, 2008]. Dichos

cambios se asocian con un desplazamiento interdecadal de los centros de presión que caracterizan a la NAO,

explicando un fortalecimiento de la relación entre precipitación y NAO en la mayor parte de Europa a lo largo

del siglo XX (Fig. 2). En una perspectiva temporal más amplia, se ha encontrado que los cambios a largo

plazo de la NAO son responsables de la disminución de precipitación invernal a principios del siglo XX y del

aumento progresivo de la misma hasta alcanzar un máximo en los años 60, así como también de una

disminución a lo largo del siguiente periodo [Xoplaki et al., 2004; 2006]. Existe un consenso sobre la mayor

contribución de la NAO en la vertiente occidental de la Península, como se observa en la Fig. 3 [Rodríguez-

Puebla et al., 2001], si bien los citados cambios a largo plazo se han encontrado que afectan a toda la cuenca

Mediterránea [Xoplaki et al., 2004; 2006]. El informe del IPCC -AR4 indica que la NAO puede explicar el

33% de disminución de la precipitación que se produjo en el periodo 1968 a 1997 en la PI [Trenberth et al.,

2007, Paredes et al., 2006, González-Rouco et al., 2000]. Así, se ha justificado cómo la sequía registrada en el

año hidrológico 2004-05 estuvo asociada a la fase positiva de la NAO, aunque el cambio de fase del 2005 no

estuvo acompañado por el correspondiente cambio de precipitación esperado ya que la sequía persistió

[García-Herrera et al., 2007].

Figura 2: Comportamiento no estacionario de la NAO y su influencia en la precipitación en

Europa. Panel Izquierdo: Primera componente principal de la SLP de invierno, calculadas mediante una

ventana móvil de periodos de 31 años centrados en el año indicado en cada mapa. Se muestra el

porcentaje de varianza explicado por el correspondiente modo. Panel derecho: Distribución espacial de

los coeficientes de correlación entre la precipitación en invierno en Europa y el índice de la NAO durante

el siglo XX. El año indicado en cada mapa representa el punto medio de cada periodo de 31 años. Las

líneas discontinuas encierran regiones con correlaciones significativas. De Vicente-Serrano y López

Moreno [2008].

En lo que se refiere a la temperatura, diversos estudios han demostrado que la NAO y la temperatura

en el sur de Europa están relacionadas de forma no lineal [Castro-Díez et al., 2002; Pozo-Vázquez et al.,

2001]. En el capítulo 11 del informe IPCC-AR4 [Christensen et al., 2007] se indica como el incremento de la

temperatura de los inviernos en el norte de Europa desde los años 60 a los años 90 estuvo afectado por una

tendencia hacia una fase positiva de la NAO .


57

La temperatura de la PI en verano estuvo en el mismo periodo sometida a aumentos importantes, de

hasta 3 ºC/50 años en algunas regiones [Xoplaki et al., 2003; 2006], aunque las causas dinámicas para estas

tendencias a largo plazo habría que buscarlas en el comportamiento de otros modos de circulación a gran

escala distintos de la NAO (ver siguiente sección).

2.1.- Otros patrones de teleconexión que contribuyen a la variabilidad

climática de la PI.

Como se ha indicado anteriormente, existen otros patrones de teleconexión con influencia en la PI.

Así, el patrón del Atlántico Oriental (EA2, Fig. 4), explica gran parte de la variabilidad de la precipitación y

temperatura en el margen occidental de la PI [Lorenzo et al., 2008; Rodrigo y Trigo, 2007; Vicente-Serrano y

López-Moreno, 2006; Sáenz et al., 2001a]. El patrón EA juega un papel muy importante en la predictibilidad

estacional de la temperatura del aire en la PI [Sáenz et al., 2001a; Frías et al., 2005]. Además, las tendencias

de cambio en los extremos térmicos como días cálidos y noches frías han sido asociadas con dicho PTC

[Rodríguez-Puebla et al., 2009].

Otros PTCs que explican parte de la variabilidad de la precipitación en la PI y que se definen sobre el

geopotencial en niveles medios de la atmósfera son el patrón del Este del Atlántico/Oeste de Rusia (EA/WR)

y el de Escandinavia (SCA) [Serrano et al., 1999; Rodríguez-Fonseca y Serrano, 2002; Lorenzo y Taboada,

2005; Lorenzo et al., 2008], que se muestran en la Fig. 4 para los meses invernales. De foma complementaria,

en la Fig. 3 se ha representado la influencia de estos patrones de teleconexion sobre la precipitación anómala

en los meses respectivos.

En las Fig. 4a a 4d puede verse la anomalía de presión y viento durante las fases positivas de los

patrones EA y SCA y durante las fases negativas de los patrones EA/WR y WeMO, de forma que puede

visualizarse el mecanismo de generación de anomalías de precipitación en la PI de la Fig. 3. En niveles de

geopotencial altos de se ha identificado en primavera el patrón de teleconexión EAJet como el primer modo

de variabilidad atmosférica en relación con la precipitación, dando cuenta de más del 50% de la variabilidad

de la precipitación en el Mediterráneo occidental [Martín et al., 2004; Luna et al., 2004].

Figura 3: Correlación entre la

precipitación y los índices de

teleconexión para invierno

(DEF): a) NAO, b)EA, c) SCA d)

EA/WR y e) correlacion con el

índice WeMO en SON

2 EA: Acrónimo del término inglés East Atlantic pattern. La configuración del EA es la de un dipolo de presiones norte-

sur desplazado hacia el sureste respecto a la NAO. Para mas información sobre patrones de teleconexión y sus índices

consultar la página http://www.cpc.ncep.noaa.gov/data/teledoc/telecontents.shtml

a) NAO b) EA c) SCA

d)EA/WR e) WeMO


58

Figura 4: Fase de: a) EA positiva; b) SCA positiva; c) EA/WR negativa y d) WeMO negativa en

forma de mapas compuestos de anomalías de SLP (hPa) y viento en superficie (m/s) en invierno.

La NAO y el EA dominan la variabilidad de la región Atlántica peninsular, mientras que la región del

noroeste del Mediterráneo está influida por el EA/WR [Menéndez et al., 2009; Romero et al. 1999; Valero et

al. 2004; Rodríguez-Fonseca y Serrano, 2002; Xoplaki et al., 2003; 2004; 2006] y la Oscilación del

Mediterráneo Occidental (WeMO3), que aparece como modo predominante a la hora de explicar la

precipitación otoñal de la vertiente mediterránea [Martín-Vide y López-Bustins, 2006; López-Bustins et al.,

2008; ver Fig. 4b).

2.2.- Influencia oceánica en la Oscilación del Atlántico Norte

Aunque la mayor parte de la variabilidad de la NAO puede explicarse por fluctuaciones internas de la

atmósfera, producidas por la interacción entre el flujo medio y las borrascas extratropicales, existen

influencias externas que, en escalas interanuales y decenales, proceden de la interacción de la atmósfera y el

océano [Cassou et al., 2004; Losada et al., 2007; Visbeck et al., 2003].

Es conocido como, sobre todo en invierno, la NAO aparece junto a una estructura oceánica,

caracterizada por un tripolo de SST (Temperature Superfical del Mar) en el Atlántico Norte, llamada Tripolo

Atlántico [Sutton y Allen, 1997]. Esta estructura es una respuesta a las variaciones de la NAO sobre la

superficie oceánica y, al ser producida por la NAO, no tiene habilidad predictiva. Sin embargo, distintos

estudios han encontrado que las anomalías de SST en la región del Atlántico son capaces de determinar la fase

de la NAO [Palmer y Sun, 1985; Rodwell et al., 1999, Robertson et al., 2000]. De hecho, se ha demostrado

cómo un calentamiento de la región subtropical del Tripolo Atlántico (región SNA) en verano va unido a un

debilitamiento del carácter anticiclónico en Azores y, por tanto, al desarrollo de la fase negativa de la NAO en

el invierno posterior [Rodwell et al., 1999; Czaja y Frankignoul, 2002] y viceversa. Además, esta

configuración produce impactos importantes en la precipitación invernal del sector EuroAtlántico [Polo et al.,

3 WeMO: Acrónimo del término inglés Western Mediterranean Oscillation, definida como un dipolo de presión con un

centro en San Fernando de Cádiz (España) y otro centro en Padua (Italia)

b) SCA+

c) EA/WR- d) WeMO-

a) EA+


59

2005; Rodríguez-Fonseca et al., 2006] y, en concreto, del suroeste de la PI y norte de África [Rodríguez-Fonseca y de Castro, 2002, ver Fig. 5), contribuyendo a la predictibilidad de la precipitación en nuestra región de estudio [Lorenzo et al., 2009a].

El cambio en el Anticiclón en verano produce un cambio en el viento que refuerza las anomalías de SST en la región SNA mediante un mecanismo de realimentación termodinámico [Rodríguez-Fonseca et al., 2006; Polo et al., 2005], el cual influye en el sistema de afloramiento costero de Mauritania-Senegal [Polo et

al., 2005].

El papel de los trópicos es fundamental, siendo la convección anómala una fuente importante de ondas de Rossby que influye en la variabilidad intraestacional de la NAO [Cassou, 2008: García-

Serrano et al., 2008]. La llamada región SNA es parte del llamado Patrón de Herradura del Hemisferio Norte (NAHS4), caracterizado por una estructura de anomalías de SST en el Atlántico tropical que rodea el Atlántico norte oriental, el cual se presenta desde finales de primavera-verano al otoño-principios de invierno siguiente [García-

Serrano et al., 2008] y cuya influencia máxima en el sector Euro-Atlántico tiene lugar en los meses de otoño y principios de invierno (Fig. 6a). Un aumento de la SST en el Atlántico Subtropical en verano está relacionado con un aumento de la precipitación en otoño sobre la PI.

La naturaleza de la conexión entre el NAHS y la NAO sigue bajo debate. Los mecanismos propuestos involucran procesos de excitación de ondas de Rossby hacia Europa desde la región del Caribe y Amazonas [García-Serrano et al. 2008] e interacciones entre ondas estacionarias y eddies transitorios asociados al gradiente meridional de SST en el NAHS [Drévillon et al., 2001; Cassou et al., 2004]. Es importante tener en cuenta la respuesta directa a las anomalías de SST extratropicales, las cuales se añaden a cambios en la actividad de los eddies y su interacción con las corrientes en chorro para determinar la fase de la NAO [Cassou et al., 2004] e incluso del patrón EA [Losada et al., 2007].

Por otro lado, el Niño Atlántico5 [Zebiak, 1993] constituye otro de los modos dominantes de la

llamada Variabilidad del Atlántico tropical6. Los estudios de sensibilidad realizados sobre este modo con modelos numéricos apuntan a su influencia invernal en Europa [Haarsma y Hazeleger, 2007]; sin embargo, las observaciones han mostrado que el decaimiento del Niño Atlántico de verano a invierno no está asociado a impactos significativos en nuestras latitudes en las estaciones posteriores [García-Serrano et al., 2008]. Sin embargo, cambios recientes en las relaciones entre el Niño Atlántico y el Niño del Pacífico [Rodríguez-

Fonseca et al., 2009] podrían explicar parte de las teleconexiones encontradas entre el Niño Atlántico y la variabilidad climática en la región Euro-Atlántica.

Asimismo, existen estudios que relacionan la NAO con el fenómeno de El Niño del Pacífico, asociando eventos fríos del ENSO (La Niña) con la fase positiva de la NAO en invierno [Cassou y Terray,

2001; Pozo-Vázquez et al., 2001] aunque en otros se cuestiona [Mariotti et al., 2005]. Se trata de una débil

4 Acrónimo del término en inglés North Atlantic Horseshoe 5 El Niño Atlántico es un fenómeno de variabilidad interanual que caracteriza la variabilidad oceánica del Atlántico Tropical (Zebiak, 1993). Dada su similitud dinámica con El Niño de El Pacífico, recibe este nombre, aunque también se le conoce como Modo Ecuatorial del Atlántico. 6 En la región del Atlántico Norte, la variabilidad climática, en escalas interanuales a decadales, depende de la llamada Variabilidad del Atlántico Tropical (VAT), definida como las fluctuaciones en la SSTSST y los vientos alisios a ambos lados de la zona de convergencia intertropical. El conocimiento de la VAT constituye un tema prioritario, junto con la NAO y la circulación termohalina, dentro de CLIVAR

Figura 5: Correlación significativa

entre la precipitación anómala

invernal en la PI y las anomalías

de la temperatura superficial en el

Atlántico Norte Subtropical (SNA).

De Rodríguez-Fonseca y de Castro

[2002].


60

relación que, aunque es reproducida por algún modelo, indica cómo en invierno, los patrones de variabilidad

tipo NAO aparecen como una manifestación extratropical de la variabilidad no lineal forzada por el ENSO en

el sector Euro-Atlántico. En la siguiente sección, el impacto de El Niño en la variabilidad climática peninsular

se analiza en más detalle.

Figura 6: Modo dominante de covariabilidad entre la anomalía SST en el Atlántico tropical

en verano (a) y la precipitación en Europa (b) en otoño. El porcentaje de varianza explicado

es del 93% entre las series de SST en verano y la precipitación otoñal. La barra de colores en

(a) está invertida repecto a (b). De García-Serrano et al. [2008].

3.- El Niño y la Oscilación Sur (ENSO) y el clima de la PI

El Niño y la Oscilacion del Sur (ENSO), caracterizado por fluctuaciones del sistema océano-atmósfera

del Pacífico tropical, es el fenómeno más importante de variabilidad natural del clima global en escalas

interanuales [Philander, 2000]. El Niño (La Niña) se refiere al calentamiento (enfriamiento) anómalo de la

superficie del mar sobre el Pacífico tropical que tiene lugar en el invierno boreal mientras que la Oscilación

del Sur [SO7, Bjerknes 1969] se representa por el campo de presión en superficie también sobre el Pacífico

tropical. Dada la fuerte señal oceánica que caracteriza al ENSO, junto con sus impactos a lo largo del globo

[Kiladis y Diaz, 1989; Ropelewski y Halpert, 1987], su conocimiento es fundamental en predicción estacional

[Zebiak y Cane, 1987].

El ENSO fluctúa con una cuasi-periodicidad comprendida entre 3 y 7 años, alternando las fases

positivas o eventos cálidos (El Niño) con las negativas o eventos fríos (La Niña). Estas fluctuaciones están

asociadas con cambios de circulación, vientos, corriente en chorro, sistemas convectivos tropicales, etc.

La relación más significativa entre el ENSO y la precipitación en el Mediterráneo occidental tiene

lugar en otoño y primavera [Mariotti et al., 2002; van Oldenborgh, 2005]. En concreto, la influencia del

ENSO en la PI, investigada inicialmente por Rodó et al. [1997], se describe mediante relaciones significativas

con la precipitación, negativas en primavera en el este y positivas en otoño en toda la península (ver Fig. 7,

panel superior). El estudio de Esteban-Parra et al. [1998] sobre series largas de precipitación en la PI indica la

necesidad de tener en cuenta el ENSO para explicar las variaciones de precipitación en la PI. Respecto al

otoño, los resultados de las predicciones condicionadas con eventos de El Niño o La Niña mejoran tras la

aplicación de técnicas de regionalización [Frías et al., 2009].

7 Acrónimo del término inglés Southern Oscillation, que se refiere a un dipolo de presión oeste-este con centros de acción

de Tahiti y Darwin.

a)

b)


61

Figura 7: Panel Superior: Influencia de

El Niño en Europa en otoño (a) y

primavera (b) en términos de la

correlación entre el índice de El Niño 3

y la precipitación anómala en la región

representada. La figura inferior indica

cambios en la influencia en El Niño (en

términos de correlación) en el

Mediterráneo occidental a lo largo del

siglo XX. De Mariotti et al. [2002]

Los mecanismos que explican las teleconexiones con el ENSO en otoño no son lineales [Mathieu et

al., 2004]; para La Niña parece estar involucrado el patrón de la PNA modulado por la influencia de la NAO,

mientras que para El Niño se encuentran procesos de refracción de ondas de Rossby [Mariotti et al., 2005].

Los mecanismos subyacentes en primavera siguen todavía sujetos a debate [van Oldenborgh, 2005]. Respecto

a la primavera, se han encontrado relaciones con La Niña y las sequías en el noroeste peninsular, aunque

parece ser que El Niño no anticipa la aparición de primaveras húmedas [Lorenzo et al., 2009b].

El ENSO también está relacionado con la precipitación de invierno en el este peninsular [van

Oldenborgh et al., 2000]; de forma que la presión en superficie en el suroeste de la PI y el índice de la

Oscilación del Sur están opuestamente relacionados [Trenberth et al., 2007, ver Fig. 3.27]. Esta relación es

explicada por algunos autores a partir de la NAO [Pozo-Vázquez, 2005a y b], determinando que existe una

tendencia hacia las altas presiones relativas durante el invierno en la zona de Azores en coincidencia con los

eventos La Niña, ocasionando la disminución alrededor de un 25% en la precipitación de invierno (diciembre-

enero-febrero) en la PI. Por el contrario, no se detecta ninguna señal significativa durante los eventos El Niño.

Esta relación entre inviernos secos y eventos La Niña es máxima en el noreste de la PI [Sordo et al., 2008].

Pese a las relaciones estadísticas anteriormente expuestas, muchos autores indican que la asociación

entre el ENSO y el clima del sector Euro-Atlántico no es significativa e incluso indeterminada [Rogers, 1997;

Ropelewski y Halpert, 1987; Trenberth y Caron, 2000; Quadrelli et al., 2001]. Otros autores como Moron y

Gouirand [2003] y Gouirand y Moron [2003] han demostrado que en invierno la circulación Euro-Atlántica

está modulada intra-estacionalmente por el ENSO, siendo más débil al principio del invierno [Toniazzo y

Scaife, 2006] y mucho más fuerte al final del invierno. Se ha sugerido asimismo la propagación de ondas de

Rossby sobre Europa en relación con el ENSO [Trenberth et al., 1998; Toniazzo and Scaife, 2006]. El papel

activo de la estratosfera es fundamental para lograr simulaciones exitosas de las teleconexiones en invierno

entre el ENSO y la circulación del sector Euro-Atlántico [Cagnazzo y Manzini, 2009; Ineson y Scaife, 2008].

Este hecho hace hincapié en la mejora del conocimiento de la variabilidad estratosférica, así como de su papel

en el clima Euro-Atlántico [Ayarzagüena y Serrano, 2009].

a) b)


62

Al igual que la influencia de la NAO no ha persistido del mismo modo a lo largo del tiempo, la

influencia del Niño en la región Mediterránea no ha sido estacionaria a lo largo del siglo XX, encontrándose

correlaciones significativas, tanto en primavera como en otoño, a principios de siglo y después de los años 70

(Mariotti et al., 2002; ver Fig. 7, inferior), y ausencia de relaciones significativas entre los años 20 y los años

70. Este resultado podría tener relación con el reciente hallazgo que muestra que, desde los años 70, El Niño

(LaNiña) Atlántico es capaz de favorecer el desarrollo de una Niña (Niño) en el Pacífico durante el siguiente

invierno, afectando por tanto a la circulación asociada al ENSO [Rodríguez-Fonseca et al., 2009]. El cambio

en la variabilidad climática desde los años 70 podría ser debido a oscilaciones naturales multidecenales (como

la AMO) o a cambios de origen antropogénico, como parece indicarse en Baines y Folland [2007] en relación

con la emisión de aerosoles.

4.- ¿Qué cambios se esperan para los PTCs en climas futuros?

Las proyecciones futuras indican un aumento de la presión atmosférica al nivel del mar sobre los

subtrópicos y latitudes medias, en relación con una expansión hacia el polo y un debilitamiento de la célula de

Hadley, junto con un desplazamiento hacia el norte de las trayectorias de las borrascas [Yin, 2005] y el

consecuente incremento de la circulación ciclónica sobre latitudes árticas [Trenberth and Hurrell, 1994;

McCabe 2001]. Este cambio implicaría un incremento de los vientos del oeste sobre la parte occidental de los

continentes y podría contribuir a un aumento en la precipitación media y a su intensidad [Meehl et al., 2006].

De hecho, se ha demostrado un estrechamiento del vórtice circumpolar desde 1970 hasta el 2000 [Fraunenfeld

and Davis, 2003].

Estos cambios de circulación van a influir en la configuración e intensidad futura de los PTC

[Branstator, 2002; Quadrelli et al., 2001; Barriopedro et al., 2006]. Los resultados que proporcionan los

modelos participantes (CMIP3 WCRP8) en el 4AR del IPCC, indican que tanto el índice del NAM como de la

NAO muestran una tendencia de aumento de las fases positivas, con valores más altos cuanto mayor sea la

concentración de gases de efecto invernadero [Stephenson et al., 2006]. Rauthe et al. [2004], en su estudio

comparativo de los resultados de distintos modelos para el clima extra-tropical, encuentran que no existe una

respuesta clara de todos los modelos para la circulación atmosférica en el siglo XXI. En cuanto a la AO, la

mayoría de los modelos reproducen un fortalecimiento de dicho patrón atmosférico, mientras que el patrón de

la NAO parece ser poco sensible en los distintos modelos, siendo la mayor diferencia para el siglo XXI en

donde se ve un desplazamiento hacia el norte de sus centros de acción. Se aportan, como posibles mecanismos

de esta tendencia positiva, una respuesta a cambios en la SST tropical, cambios que involucren a la

estratosfera así como a forzamientos de la superficie terrestre [Czaja et al., 2003, Zhou et al., 2001; Hurrell,

2004; Bojariu et al., 2003] y externos provocados por la intensificación del efecto invernadero [Gillett et al.,

2003]. Kuzmina et al. [2005] encuentran que la nueva generación de modelos climáticos reproduce, en

promedio, las principales características de la SLP observada en invierno y su variabilidad, al contrario de lo

que ocurría en generaciones previas [Zorita y González-Rouco, 2000]. Sin embargo, ninguno de los modelos

es capaz de reproducir las tendencias decenales tan acusadas como las observadas en el índice de la NAO en

los años 1970-1995.

Recientemente, Handorf y Dethloff [2009] analizan la influencia del cambio climático en los patrones

de variabilidad natural y en los regímenes de flujo atmosférico. Sus resultados demuestran la capacidad de los

modelos de reproducir las características de la variabilidad de baja frecuencia en la troposfera media para las

condiciones presentes y escenario A1B del clima futuro. Los patrones de variabilidad encontrados para el

siglo XX son, excepto pequeñas diferencias, los mismos que para el escenario A1B de futuro. Los cambios

más pronunciados son un fortalecimiento de los centros de acción del Pacífico con un incremento de la

varianza explicada en las dos primeras EOF´s y un ligero desplazamiento hacia el este de los centros de acción

del Atlántico Norte.

En el capítulo sobre tendencias del clima en la PI se ha mostrado que la precipitación presenta

tendencia a disminuir. Para explicar esta disminución Lorenzo y Taboada [2005] y Lorenzo et al. [2008] han

realizado trabajos sobre la variabilidad de la precipitación en condiciones de cambio climático y la de los

8 Coupled Model Intercomparison Project phase 3, World Climate Research Program) http://www-

pcmdi.llnl.gov/ipcc/about_ipcc.php


63

PTCs que afectan al clima gallego (NAO, EA, EA/WR e SCA). Los resultados obtenidos en relación a las

posibles tendencias de los índices de teleconexión indican que, hasta ahora, solamente es apreciable la

variabilidad natural interdecadal, sin que se observen tendencias asociadas al cambio climático. Nieto y

Rodríguez-Puebla [2006] y Rodríguez-Puebla y Nieto [2009] comparan las relaciones entre la NAO y la

precipitación para el clima actual y en condiciones de cambio climático. Los resultados demuestran que en

climas más calientes la precipitación en la PI tiende a disminuir porque se produce un aumento de las fases

positivas de la NAO y además se incrementa la significación de la respuesta de la precipitación a la NAO.

Estos resultados se han corroborado mediante la aplicación de modelos regionales [Rodríguez-Fonseca et al.,

2005], aumentando la precisión de los mismos.

En escenarios futuros aparecen cambios en la dinámica de El Niño, apuntando a una evolución de El

Niño según la realimentación entre el viento y la termoclina. Este modo es similar al que ha tenido lugar desde

los años 70 (el llamado “climate shift”, Fedorov y Philander, 2000]. Según el informe IPPC-AR4, las

teleconexiones del ENSO parece que van a debilitarse sobre Norte América debido, en cierta medida, a un

cambio medio del estado básico de la circulación atmosférica en latitudes medias [Meehl et al., 2006]. La

circulación de Walker parece desplazarse hacia el este y no volver a influir en el monzón de la India durante el

Niño en clima futuro. Sin embargo, la influencia del Niño sobre la variabilidad climática en Europa no parece

cambiar en las proyecciones futuras.

5.- Conclusiones

Las temperaturas del aire y del mar han aumentado desde finales del siglo XIX y ello tiene

repercusiones en la circulación atmosférica y oceánica. Las consecuencias de los cambios en el clima de la PI

se pueden justificar a través de sus vínculos con diferentes PTC, cambios en las temperaturas de la superficie

oceánica, convección tropical y conexiones estratosfera-troposfera. Los resultados de las investigaciones que

se mencionan en este capítulo tienen aplicaciones para mejorar las predicciones estacional, interanual y

decadal. Las conclusiones más relevantes se detallan a continuación:

• La precipitación en la vertiente suroccidental de la PI está estrechamente vinculada a la NAO de

manera que un alto índice de la NAO está unido a una disminución de la precipitación y viceversa. La

influencia de la NAO a lo largo del siglo XX no ha sido estacionaria. Las proyecciones de clima futuro con

aumento de gases efecto invernadero anuncian un incremento de las fases positivas de la NAO con

consecuencias dramáticas para la precipitación principalmente en la mitad sur peninsular.

• La influencia del Atlántico tropical en la NAO se explica por un calentamiento del Atlántico norte

subtropical en verano unido a eventos negativos de la NAO y al incremento de las precipitaciones en el

suroeste peninsular. La influencia de El Niño Atlántico parece poco significativa, aunque hay que tener en

cuenta las relaciones encontradas a finales de siglo XX con el Niño del Pacífico.

• La variabilidad de la precipitación en las diferentes regiones peninsulares se justifica no sólo mediante

la NAO sino por la contribución de otros índices de teleconexión como WeMO, EA, EA/WR, EAJet etc. La

variabilidad de la temperatura de la PI está relacionada con el PTC EA.

• Las teleconexiones asociadas al ENSO son claras en primavera y otoño. Aunque los impactos y

mecanismos de teleconexión no son lineales, se han encontrado correlaciones positivas con la precipitación en

otoño con máximos en el sur peninsular y negativas en primavera con máximos en el este.

• Las teleconexiones asociadas al ENSO en invierno son más débiles y negativas en el este, aunque los

mecanismos asociados están sujetos a debate. Es importante considerar la influencia estratosférica para

mejorar el conocimiento de las teleconexiones con el ENSO en esta estación.

• Las teleconexiones entre el ENSO y la precipitación en el Mediterráneo occidental no son

estacionarias. Se han encontrado cambios en la configuración de El Niño y de las células convectivas

tropicales en escenarios futuros.


64

6.- Referencias

Ayarzagüena, B.; E. Serrano (2009) Monthly characterization of the tropospheric circulation over the Euro-Atlantic area

in relation with the timing of stratospheric final warmings . Journal of Climate, 22, 6313-6324.

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patterns. Monthly Weather Review 115:1083-1126.

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CLIVAR – España Proyecciones Regionales

69

Capítulo 51

PROYECCIONES REGIONALES DE CLIMA SOBRE LA PENÍNSULA IBÉRICA: MODELIZACIÓN

DE ESCENARIOS DE CAMBIO CLIMÁTICO

Autores Enrique Sánchez1, Gonzalo Miguez-Macho

2

1 Universidad Castilla-La Mancha. (Facultad Ciencias Medio Ambiente)

2 Universidade de Santiago de Compostela. (Facultade Física)

Contribuyentes: Daniel Argüeso

3, Francisco Javier Doblas-Reyes

4, Marta Domínguez

5, Jesús Fernández

6,

Clemente Gallardo5, José Manuel Gutiérrez

6, Juan Ignacio López-Moreno

7, Juan Pedro Montávez

8, Ernesto

Rodríguez9

3

Depto. Física Aplicada, Universidad Granada 4

European Centre for Medium-Range Weather Forecasts, Reading, Reino Unido 5 Instituto de Ciencias Ambientales, Universidad Castilla-La Mancha

6 Dpto. Matemática Aplicada y Ciencias de Computación. Universidad de Cantabria

7 Instituto Pirenaico Ecología de Zaragoza (CSIC)

8 Dpto. de Física. Universidad de Murcia

9 Agencia Española de Meteorología (AEMET)

ÍNDICE

1.- Introducción

2. -Downscaling dinámico: modelos regionales de clima (RCMs)

2.a.- Aspectos generales

2.b.- Validación de los modelos regionales para el clima actual

2.c.- Cambios proyectados en temperaturas y precipitación estacionales

2.d.- Cambios proyectados en otras magnitudes y procesos climáticos

2.e.- Cambios proyectados para eventos climáticos extremos

2.f.- Sensibilidad de las proyecciones obtenidas en relación con las parametrizaciones físicas

3.- Downscaling estadístico

4.- Otros aspectos de la modelización climática: predicción decenal y a largo plazo

5.- Conclusiones

6.- Referencias

Cita: Sánchez E. y G. Miguez-Macho, 2010. Proyecciones regionales de clima sobre la Península Ibérica: modelización

de escenarios de cambio climático, In Clima en España: pasado,presente y futuro (Pérez F. Fiz and Boscolo Roberta

Editores) 69-80 pp.


70

1.- Introducción

El clima de la PI (PI) muestra una gran complejidad y diversidad, tanto en términos de distribución

espacial de temperatura (con diferencias medias anuales superiores a 18oC entre las zonas semidesérticas y las

regiones de alta montaña) como de precipitación (valores acumulados anuales desde 150 mm en la parte

sureste hasta 2500 mm en el noroeste), además de una acusada variabilidad temporal intra-anual (verano en

general bastante seco y otoño-invierno o primavera más lluvioso) e interanual (secuencias de años

consecutivos con fuertes déficits de lluvia (sequías), seguidos de otros con precipitaciones más abundantes

[Rodríguez-Puebla et al.,1998; Romero et al., 1999; Serrano et al., 1999; Martín-Vide., 2004; Castro et al.,

2007b]. Estas características corresponden al clima mediterráneo predominante en buena parte de esta región,

que, junto con zonas semidesérticas, atlánticas o de condiciones alpinas también existentes [Castro et al.,

2007b], suponen un enorme desafío para su descripción mediante modelos numéricos de clima. En el último

informe del Panel Intergubernamental para el Cambio Climático [IPCC; Christensen et al., 2007b], los

resultados de los modelos globales de clima (GCMs) evaluados sobre Europa destacan la zona mediterránea

como una de las más sensibles a los aumentos de temperatura y descensos de precipitación de Europa. No se

muestran detalles sobre la PI, ya que la resolución de estos modelos (en torno a 200 km) no es suficiente para

capturar totalmente la gran variabilidad espacial y temporal del clima ibérico al no representar adecuadamente

la modulación climática que producen las montañas, las diferentes coberturas del terreno, los procesos

costeros, etc., que tienen escalas espaciales mucho menores. Esto supone una importante limitación cuando se

plantea su aplicación para describir los impactos de los posibles escenarios de cambio climático proyectados

por dichos modelos.

Para intentar sortear esta dificultad y regionalizar los resultados sin tener que simular el clima de todo

el globo a alta resolución, se utilizan estrategias que parten de los datos de la simulación global y les añaden

un mayor detalle. Son técnicas que se denominan de “downscaling”o regionalización, ya que a partir de los

datos de gran escala resultado de un modelo global se recrean las escalas menores que constituyen el detalle,

debido bien a la interacción de la atmósfera con un terreno accidentado y heterogéneo o bien a procesos

internos de la atmósfera de escala regional. Existen básicamente dos métodos de downscaling: dinámico y

estadístico.

El término downscaling dinámico [Machenhauer et al., 1998; Giorgi y Mearns, 1999] se refiere a la

técnica de realizar simulaciones numéricas mucho más detalladas que las de un GCM, empleando un

procedimiento similar al de las predicciones del tiempo a corto plazo, es decir, usando un modelo de malla

limitada a una pequeña porción del globo con condiciones de contorno provenientes del modelo global: son

los modelos regionales de clima (RCM). El carácter regional del dominio permite alcanzar una resolución

mayor con un coste computacional similar, y por tanto simular las escalas dinámicas pequeñas no presentes en

la simulación global de partida, pudiendo estudiar con mucho más detalle las características climáticas y sus

posibles patrones de cambio para la región de interés. Estos modelos regionales poseen también en general

unas parametrizaciones (aproximaciones numéricas de los principales procesos físicos climáticos

involucrados) más precisas que las de un modelo global para describir los mecanismos atmosféricos

regionales, ya que éstos dependen en cierto grado de la resolución espacial del modelo numérico.

Los métodos de downscaling estadístico son una alternativa a los modelos regionales del clima para

proyectar regionalmente los escenarios de cambio climático. Estos métodos combinan la información histórica

de reanálisis y/o predicciones de modelos globales del clima con observaciones regionales en el área de interés

para el mismo periodo (observaciones puntuales y/o rejillas de observaciones interpoladas). De esta manera,

se obtienen modelos estadísticos que relacionan las variables atmosféricas de larga escala y baja resolución

con los registros históricos de alta resolución en superficie (principalmente temperatura y precipitación).

Existen numerosos estudios aplicados sobre la PI [Goodess y Palutikof, 1998; Zorita y Von Storch, 1999;

Frías et al., 2006]. Son especialmente relevantes los relacionados con los proyectos Europeos STARDEX

[Goodess et al., 2008] o ENSEMBLES [Cofiño et al., 2007], donde analizan las distintas metodologías sobre

varias subregiones de Europa, entre ellas la PI. Las proyecciones futuras se realizan aplicando modelos

estadísticos calibrados en clima presente y, por tanto, se asume que las relaciones obtenidas entre las salidas

de los GCMs y las observaciones regionales son robustas al cambio climático [San-Martín et al., 2009].


71

Se exponen a continuación con mayor detalle diversos aspectos de las técnicas de downscaling

dinámico y estadístico, incluidas las incertidumbres que conllevan, junto con resultados de varios estudios

referidos a proyecciones de cambio climático para la PI. Por último se comenta brevemente el uso de los

GCMs como herramientas de predicción climática estacional y decenal, lo que entre otras cosas permite

identificar procesos que necesitan ser mejor representados, dependencia de las condiciones iniciales, así como

cuantificar mejor la fiabilidad de las proyecciones climáticas a largo plazo que producen, que al fin y al cabo

son la base de todos los estudios de dowscaling o regionalización.

2.- Downscaling dinámico: modelos regionales de clima (RCMs)

2.a.- Aspectos generales

Los modelos regionales de clima son una herramienta muy poderosa para describir el clima regional y

sus posibles cambios para condiciones futuras, pero también conllevan una serie de limitaciones y aspectos

que deben tenerse en cuenta a la hora de analizar los resultados que obtienen. Un aspecto clave es el

conocimiento y delimitación de los diferentes niveles de incertidumbre relacionados con estos estudios. Un

primer nivel de incertidumbre proviene de los escenarios de emisiones de gases de efecto invernadero, es

decir, de las estimaciones de desarrollo socio-económico de la humanidad y de las emisiones de gases de

invernadero que llevan asociadas. Los modelos climáticos emplean los escenarios más probables, o también

los más extremos, para intentar delimitar el rango máximo de cambios posibles. El siguiente nivel de

incertidumbre lo introducen las limitaciones propias de los modelos, tanto los globales como los regionales,

especialmente!las asociadas a las parametrizaciones que emplean para describir!los procesos físicos. La propia

naturaleza caótica del sistema climático añade otro nivel más de incertidumbre. En el caso de los modelos

regionales, las condiciones de contorno proporcionadas por los modelos globales aporta otro grado de

incertidumbre adicional. Estos diferentes niveles de incertidumbre son analizados en diversos trabajos. Así,

por ejemplo, en verano se puede obtener una mayor dispersión en las proyecciones de cambio climático entre

varios RCMs que entre varios GCMs empleados para forzarlos, indicando que el clima de verano está

fuertemente controlado por los procesos físicos y/o la resolución espacial empleada [Déqué et al., 2005]. La

validación de los modelos se realiza comparando su capacidad para reproducir los diferentes aspectos del

clima actual frente a las bases de datos observacionales disponibles, y se supone que un modelo que representa

bien el clima actual puede describir también correctamente las condiciones climáticas futuras. En general, no

todas las características climáticas (medias estacionales, variabilidad interanual, extremos) ni todas las

variables (temperatura, precipitación, etc.) llevan asociado el mismo grado de fiabilidad en el mismo modelo

ni en todos los modelos regionales. Este aspecto, junto con las dificultades que para la validación representa la

limitada cantidad de observaciones climáticas disponibles sobre la PI, y la gran heterogeneidad climática de la

región, hace que sea difícil determinar un RCM que represente con gran corrección el clima ibérico actual de

forma clara. El empleo de un conjunto de RCMs simulando las mismas condiciones climáticas (forzados por

el mismo GCM), así como la simulación mediante el mismo RCM forzado por diversos GCMs (dando

finalmente lugar a una matriz de GCMs/RCMs) es el procedimiento empleado para minimizar estas

incertidumbres, y que se ha llevado a cabo en los últimos años en los proyectos europeos (PRUDENCE,

ENSEMBLES) en los que están basados muchos de los resultados que se muestran en este documento. Debido

al alto coste computacional de los RCMs, los estudios que apuntan a que la varianza de estos modelos es en

gran parte dependiente del GCM empleado [Déqué et al., 2005, Déqué et al., 2007] sugerirían como estrategia

recomendable el uso de varios GCMs para el mismo RCM. La desventaja es que la mayoría de los trabajos

publicados que corresponden a este método analizan toda Europa como conjunto, por lo que la descripción de

los aspectos específicos sobre la PI suele ser bastante escueta. Finalmente, el anidamiento o el encaje de los

modelos regionales en los modelos globales introducen incertidumbres adicionales que suelen

atenuarse/aminorarse utilizando distintas soluciones de cálculo numérico [Von Storch et al., 2000; Miguez-

Macho et al., 2004, 2005].

El proyecto Europeo PRUDENCE [Christensen et al., 2007a] con un conjunto de RCMs modelizando

la mayor parte de Europa para clima actual y futuro, incluyendo la PI, ha sido la base de dos informes

recientes sobre cambio climático regional centrados en la PI: El Proyecto ECCE (Evaluación de los impactos

del Cambio Climático en España, [Castro et al., 2007b]) o el del AEMET [Brunet et al., 2008].

(http://www.mma.es/portal/secciones/cambio_climatico/areas_tematicas/impactos_cc/eval_impactos.htm)


72

El proyecto europeo ENSEMBLES [Hewitt, 2005], extiende los trabajos del proyecto PRUDENCE,

planteando una estrategia de análisis de las proyecciones para los escenarios de clima futuro de forma

probabilística sobre Europa. En este proyecto se plantea para el análisis con un conjunto de RCMs el uso de

pesos para cada modelo, a partir de su capacidad para describir diferentes aspectos del clima presente de las

diferentes regiones de Europa [Christensen et al., 2008; Sánchez et al., 2009], para emplearlas luego en las

proyecciones conjuntas de clima futuro.

2.b.- Validación de los modelos regionales para el clima actual

El conjunto de los RCMs de PRUDENCE que se emplean de forma amplia en este informe muestra

un acuerdo razonable en términos de temperaturas y precipitación estacional [Jacob et al., 2007] frente la base

de datos observacional CRU [New et al., 1999]. No obstante, algunos detalles más específicos muestran una

desviación de 1ºC de los RCMs sobre los Pirineos en media anual [López-Moreno et al., 2008a], así como

mayores desviaciones para valores altos de temperatura y precipitación [Christensen et al., 2008]. Las

funciones de distribución de probabilidad de precipitación mensual estacional muestran un buen acuerdo con

las observaciones para todos los percentiles, siendo mayor en invierno que en verano [Sánchez et al., 2009].

Un aspecto clave en el trabajo de validación es la disponibilidad de bases de datos observacionales

interpoladas a una malla regular para ser usadas por los modelos, pero no existe un importante déficit en este

sentido. Recientemente, en el proyecto ENSEMBLES se ha desarrollado una base con datos diarios

observacionales [Haylock et al., 2008], aunque basado en una cantidad muy reducida de datos observados, lo

que puede suponer un problema cuando se analizan procesos relacionados con eventos extremos [Hofstra et

al., 2009]. También se esta desarrollando otra base de datos interpolada sobre la Península en la Universidad

de Cantabria con una cantidad muy superior de estaciones meteorológicas [Herrera et al., 2009].

2.c.- Cambios proyectados en temperaturas y precipitación estacionales

2.c.1.- Temperatura

[Gallardo et al., 2001], bajo un escenario de duplicación de CO2 muestran una estructura de máximo

incremento de temperatura media diaria en verano, (hasta 5oC para mediados del siglo XXI), con una

estructura de mayor aumento en el centro de la PI, disminuyendo al acercarse a la costa. Otros trabajos

posteriores a partir de los resultados de modelos individuales [Gibelin y Déqué, 2003; Giorgi et al., 2004;

Räisänen et al., 2004; Sánchez et al., 2004; Schär et al., 2004; Rowell, 2005; Castro et al., 2007b; Giorgi y

Lionello, 2008], todos ellos con resoluciones en torno a 50km, y para los escenarios de emisiones A2 y/o B2

[Nakicenovic y Swart, 2000], muestran patrones espaciales de cambio similares para finales del siglo XXI. Un

incremento máximo de temperatura media diaria de más de 6oC en verano con la estructura de gradiente

decreciente en este aumento desde el interior de la PI hacia la costa, y de en torno a 3oC en invierno (estación

de menor aumento), bajo el escenario de emisiones A2 (uno de los que proyectan un mayor aumento de gases

de efecto invernadero, duplicando las concentraciones de finales del siglo XX, llegando a más de 800 ppm de

concentración de CO2 para finales del siglo). Para el escenario de un incremento más moderado de gases (B2,

en torno a 600 ppm para final del siglo), los resultados son, grosso modo, 1-2oC inferiores. Cuando se analiza

el conjunto de RCMs forzados por el mismo GCM, el HadCM3 [Pope et al., 2000] de PRUDENCE

promediado para toda la PI, como en la siguiente tabla 1 [Christensen y Christensen, 2007], se puede ver el

alto grado de acuerdo entre los modelos.

Las proyecciones muestran un incremento de temperatura máximo en verano (5.41ºC en media, con

una dispersión entre 4.78ºC y 5.83ºC para RCMs forzados con el mismo GCM), y mínimo en invierno

(2.97ºC, con 2.46ºC a 3.13ºC entre el máximo y mínimo incrementos) para finales del siglo XXI bajo el

escenario A2 de emisiones. La distribución de probabilidad del cambio de temperatura anual muestra un rango

entre 2.8 y 5.7oC (percentil 1 y 99). En otoño y primavera se obtienen incrementos intermedios, siendo los

valores de otoño (3.96ºC en media) superiores a los de primavera (3.42ºC). La dispersión entre RCMs es por

tanto claramente inferior a la respuesta al cambio climático [Déqué et al., 2005]. Resultados similares se

obtienen al añadir otro escenario de emisiones (B2) y otros dos GCMs a este conjunto de simulaciones de

RCMs [Déqué et al., 2007]. En esas proyecciones futuras se obtiene una varianza para la temperatura


73

dependiente sobre todo del GCM empleado, siendo mayor en invierno (61%) que en verano (47%) [Déqué et

al., 2007].

Tabla 1: Cambios estacionales (clima futuro (2071-2100) respecto a clima actual (1961-1990)) de

temperatura (en oC) y precipitación (cambio relativo) para cada uno de los modelos regionales del proyecto

PRUDENCE, junto con el conjunto (Ensemble) de los modelos. Simulaciones adicionales a mayor resolución

(25, 12 km) y forzados por el GCM ECHAM5 también se muestran

Temperatura Precipitación

DJF MAM JJA SON DJF MAM JJA SON

HIRHAM-50 3.13 3.46 5.38 4.12 -0.02 -0.28 -0.39 -0.17

HIRHAM-25 3.05 3.34 5.27 3.98 -0.02 -0.28 -0.38 -0.17

HIRHAM-12 3.05 3.36 5.19 3.96 -0.02 -0.27 -0.36 -0.16

CHRM 2.46 3.05 4.90 3.48 -0.08 -0.39 -0.72 -0.26

CLM 2.64 2.87 5.00 3.53 -0.04 -0.29 -0.46 -0.20

HadRM3H 3.44 3.98 5.70 4.24 -0.08 -0.29 -0.44 -0.19

RegCM 2.73 3.28 4.93 3.83 -0.01 -0.27 -0.39 -0.12

RACMO 3.08 3.60 5.83 4.07 -0.05 -0.32 -0.60 -0.21

REMO 3.12 3.43 5.42 4.18 -0.04 -0.31 -0.50 -0.23

RCAO-50 3.06 3.35 5.73 3.96 -0.02 -0.28 -0.50 -0.17

RCAO-25 3.09 3.41 5.59 4.00 -0.01 -0.29 -0.49 -0.16

PROMES 3.05 3.73 5.82 4.21 -0.02 -0.28 -0.45 -0.16

HadAM3H 3.59 4.09 6.30 4.41 -0.03 -0.31 -0.44 -0.20

ARPEGE 3.05 3.61 4.78 3.88 -0.01 -0.24 -0.48 -0.25

HIRHAM-

ECH

3.90 5.08 4.51 5.43 0.03 -0.26 -0.26 -0.25

RCAO-ECH 4.15 5.99 7.83 5.54 -0.07 -0.50 -0.43 -0.33

Ensemble 2.97 3.42 5.41 3.96 -0.04 -0.30 -0.48 -0.19

Estos cambios por grado de incremento de temperatura del modelo global son, en media anual,

claramente superiores a 1 (entre 1.2 y 1.7, [Ekström et al., 2007, Hingray et al., 2007]). Sobre la zona del

Pirineo, el conjunto de RCMs del proyecto PRUDENCE proyectan un incremento medio de la temperatura

anual de 2.8 y 4ºC para los escenarios B2 y A2 respectivamente, con fuertes variaciones estacionales, siendo

máximas en verano [López-Moreno et al., 2008a]. La variabilidad interanual de la temperatura media diaria

estacional, aunque muestra más discrepancia entre modelos que las medias, parece mostrar un aumento en

verano como en invierno [Giorgi et al., 2004, Rowell, 2005, Lenderink et al., 2007, Giorgi y Lionello, 2008).

Las temperaturas máximas y mínimas diarias muestran un comportamiento similar en los cambios

estacionales: mayores aumentos en verano que en invierno y con el mismo patrón espacial en verano. No

obstante, se observa un incremento de las máximas cerca de 1ºC superior a las mínimas durante todo el año, y

especialmente en verano, lo que indicaría un incremento en la amplitud de la oscilación térmica diaria

[Sánchez et al., 2004]. Sucede algo similar para el escenario B2 [Giorgi et al., 2004]. La serie temporal para

todo el siglo XXI del incremento de las medias anuales de temperaturas máximas y mínimas promediadas para

la toda la PI obtenidas por diversos métodos de regionalización (incluyendo los 10 RCMs del proyecto

PRUDENCE), diferentes GCMs, y para varios escenarios de emisiones (Fig. 1, [Brunet et al., 2008]) indica un

claro incremento en ambas temperaturas. Un mayor incremento en las máximas respecto al de las mínimas

empieza a proyectarse a partir de 2070.


74

Figura 1: Series temporales del cambio de la media anual de temperatura máxima y mínima para

toda la PI (Brunet et al., 2008) para todo el siglo XXI para los escenarios de emisiones A2 y B2 como

resultado de las diferentes técnicas de regionalización, GCMs y escenarios de emisiones respecto al valor

medio de 1961-1990. El área sombreada representa 1 desviación respecto al valor medio (media móvil 10

años) representado por la línea continua.

2.c.2.- Precipitación

Los cambios en la precipitación estacional mostrados por esos trabajos con modelos individuales

[Gibelin y Déqué, 2003; Giorgi et al., 2004; Räisänen et al., 2004; Sánchez et al., 2004; Rowell, 2005; Castro

et al., 2007b; Giorgi y Lionello, 2008] muestran un descenso en verano en toda la PI, y presentando en

invierno una estructura norte-sur, con aumentos ligeros en la mitad norte y descensos en la parte sur. No

obstante, las discrepancias entre los resultados de los diferentes modelos son mayores que los obtenidos al

comparar las temperaturas. También se obtiene un descenso en el número total de días de lluvia en todas las

estaciones y para toda la región [Sánchez et al., 2009b]. Cuando se analiza el conjunto de RCMs forzados por

el mismo GCM de PRUDENCE (Tabla 1, [Christensen y Christensen, 2007]) se puede ver un alto grado de

acuerdo entre ellos, con un cambio negativo en la precipitación relativa para la media de toda la PI en todas

las estaciones, máximo en verano (-0.48 de media de los modelos, entre -0.39 y -0.72) y mínimo, casi

inapreciable, en invierno (-0.04) para finales del siglo XXI bajo el escenario A2 de emisiones. En contraste a

lo que sucede con la temperatura, los RCMs muestran una desviación importante en clima actual que puede

llegar a ser el doble que la respuesta al cambio climático. Sin embargo, las proyecciones de los RCMs en

precipitación tienen un comportamiento similar para el escenario de emisiones A2, ligeramente diferente del

GCM, mientras que los errores sistemáticos son más dispersos [Déqué et al., 2005]. El cambio porcentual de

precipitación anual por grado de incremento de temperatura del modelo global oscila entre -9.7 y -3.1 K-1

, que

son de los mayores obtenidos para toda Europa. Este resultado es importante, desde un punto de vista político

incluso, en relación con los posibles escenarios de estabilización que se plantean a partir de ciertos umbrales

de temperatura (2, 3 o 4 grados centígrados). Las funciones de distribución de probabilidad de cambios de

precipitación anual indican un descenso de entre el 18 y el 0.4 % para los percentiles 1 y 99 [Ekström et al.,

2007, Hingray et al., 2007]. La función de distribución de precipitación diaria apunta hacia un descenso de los

valores ligeros (hasta 15 mm/día) de precipitación [Boberg et al., 2009]. La fuerza (pico en el espectro de

frecuencias normalizado) del ciclo anual de precipitación en la región noroeste de la PI parece incrementarse

para todos los RCMs, lo que podría asociarse a cambios en la actividad frontal en esa zona [Tapiador y

Sánchez, 2008]. Este resultado podría estar relacionado con una emigración hacia el norte de los sistemas de

bajas presiones invernales obtenida en las proyecciones de los modelos globales (IPCC2007, Capítulo 10

[Meehl et al., 2007]), y también el desplazamiento hacia el noreste de los principales patrones de variabilidad

de baja frecuencia [Rodríguez-Fonseca et al., 2005]. Acerca de regiones más concretas dentro de la PI, sobre

el valle del Ebro se obtiene un descenso máximo en verano, con cambios mucho más pequeños, e incluso

ligeros aumentos para algunos modelos en invierno [Blenkinsop y Fowler, 2007]. Sobre la zona Pirenaica, los

modelos proyectan un descenso de la precipitación anual del 10 y 15% para los escenarios B2 y A2

respectivamente, con el máximo descenso en verano [López-Moreno et al., 2008a].


75

2.d.- Cambios proyectados en otras magnitudes y procesos climáticos

Otros aspectos del cambio climático proyectado por los RCMs sobre la PI muestran una

intensificación de la baja térmica típica del verano en el centro de la PI y un aumento de las brisas costeras

para el periodo 2071-2100 [Hoinka et al., 2007], correspondiéndose con el incremento de la energía cinética

turbulenta anual (como medida de la actividad turbulenta en las capas bajas de la atmósfera), principalmente

en verano y en el centro peninsular. La razón de Bowen (cociente entre flujos de calor sensible y latente en

superficie) muestra un cambio para finales del siglo XXI cuyo patrón espacial muestra un gradiente norte-sur,

con aumentos máximos cuanto más al sur, lo que apuntaría a una mayor aridez y tendencia hacia la

desertificación en esa zona [Sánchez et al., 2007a,b].

La construcción de los tipos de clima de la clasificación de Köppen-Trewartha a partir de los 10

RCMs del proyecto PRUDENCE y sus cambios para condiciones futuras de clima se muestra en la Fig. 2.

Sobre la PI se obtiene un salto significativo respecto al clima actual (figuras superiores) de una

fracción importante de puntos hacia climas más áridos, tanto si se analizan las proyecciones de cambio

climático como tal (figura inferior izquierda) como si se añade la señal de cambio sobre la climatología

observada (figura inferior derecha) [Castro et al., 2007a]. Aunque los patrones de variabilidad en la

precipitación invernal están asociados a mecanismos de gran escala, y su cambio para condiciones de clima

futuro son similares, con desplazamiento hacia el noroeste en dichas estructuras tanto para el GCM y el RCM,

los modos más regionales presentan discrepancias en su cambio proyectado para el siglo XXI [Rodríguez-

Figura 2: Clasificación climática de Köppen-Trewartha para clima presente (arriba: izquierda

según la base observacional de CRU, derecha, según la media de los RCMs de PRUDENCE) según Castro

et al. (2007a). En la parte inferior, cambio en dicha clasificación climática para el conjunto de modelos

para clima futuro (2071-2100) para el escenario de emisiones A2 (izquierda), y proyecciones de cambio de

los RCMs sumadas a la climatología observada CRU (derecha).


76

Fonseca et al., 2005]. También se evidencia que la magnitud de los cambios proyectados afecta de forma muy

importante a la evolución del manto de nieve [López-Moreno et al, 2008b].

2.e.- Cambios proyectados para eventos climáticos extremos

El valor añadido de las proyecciones regionales se hace más relevante frente a los GCM en el análisis

de eventos extremos, y en particular las relacionadas con los cambios en la precipitación. Al tratarse de

fenómenos más inusuales, la incertidumbre asociada a los mismos será también mayor que al analizar

magnitudes promediadas [Frei et al., 2006]. Resultados con modelos individuales muestran posibles aumentos

en la torrencialidad [Christensen y Christensen, 2003, Sánchez et al., 2004], y en particular sobre la zona

Pirenaica [López-Moreno y Beniston, 2009]. Se proyecta también un aumento en el periodo de retorno para

precipitaciones acumuladas desde 1 hasta 30 mm sobre la mayor parte de la PI [Buonomo et al., 2007]. En la

zona cantábrica se proyecta un aumento de los sequías en verano y de los periodos sin lluvia en invierno en la

costa mediterránea [Gao et al., 2006]. Los índices de sequía sobre la región del Ebro muestran una tendencia

hacia el aumento de su longitud y severidad, a pesar de las incertidumbres asociadas al GCM empleado

[Blenkinsop y Fowler, 2007]. Este aumento de periodos secos, en concreto sobre el suroeste de la PI, es

también obtenido a partir del conjunto de RCMs de PRUDENCE [Beniston et al., 2007], que también muestra

un claro aumento del número de días con temperatura máxima por encima de 30oC en la PI, especialmente

notable en la parte sur. Los resultados de los RCMs apuntan incluso a la posibilidad de desarrollo de ciclones

con características tropicales en el Mediterráneo para finales del siglo XXI [Gaertner et al., 2007].

2.f.- Sensibilidad de las proyecciones obtenidas en relación con las

parametrizaciones físicas

La descripción climática de la PI se ha mostrado muy sensible a la parametrización de los procesos de

suelo y la vegetación que emplean los modelos regionales, tanto por efectos locales como remotos [Schär et

al., 1999, Gaertner et al., 2001; Vidale et al., 2003; Arribas et al., 2003; Seneviratne et al., 2006; Sánchez et

al., 2007c, Fischer et al., 2007]. En áreas de transición de climas áridos a húmedos, una parametrización más

avanzada de los intercambios tierra-aire junto a mejoras en la descripción de los procesos convectivos muestra

efectos claramente positivos para reproducir el clima regional [Domínguez et al., 2009]. [Fernández et al.,

2007] analiza la sensibilidad de un RCM a las parametrizaciones de radiación, convección y capa límite para

describir el ciclo anual de temperatura y precipitación, sin obtener una combinación mejor de forma

sistemática para todas las subregiones de la PI y estaciones. El acoplamiento con un modelo oceánico en un

RCM es un aspecto que podría influir en la descripción del clima de la PI en temperatura y precipitación,

aunque [Somot et al., 2008] no obtuvo diferencias estadísticamente significativas.

3.- Downscaling estadístico

Los análisis de los cambios de precipitación para condiciones de clima futuro muestran un alto grado

de acuerdo entre los cambios en la precipitación obtenida por el GCM y los métodos de downscaling. Estos

trabajos muestran una tendencia al descenso en la precipitación total [Von Storch et al., 1993, González-Rouco

et al., 2000, Trigo y Palutikof, 2001, Sumner et al., 2003], con algunos matices: ligeros aumentos en invierno

para 2041-2090 [Trigo y Palutikof, 2001] o aumentos en la zona sur [González-Rouco et al., 2000]. También

se obtienen periodos de precipitaciones más cortos e intensos [Hertig y Jacobeit, 2008], o ausencia de cambios

en la cantidad pero si en el ciclo anual sobre Zaragoza [Abaurrea y Asin, 2005]. En relación con otras

magnitudes, se proyecta, por ejemplo, un incremento de los eventos de temperatura máxima en el valle del

Ebro para mediados del siglo XXI [Abaurrea et al., 2007]. [Murphy, 2000] compara ambas técnicas de

donwscaling, mostrando incrementos de temperatura y descensos de precipitación más parecidos por parte del

modelo regional que con el downscaling estadístico frente al modelo global empleado en los forzamientos.

4.- Otros aspectos de la modelización climática: predicción decenal

Recientemente ha comenzado el desarrollo de predicciones de la variabilidad del clima a medio plazo,

también conocida como predicción decenal, que intentan satisfacer una demanda creciente de información


77

climática para los próximos años. La predicción decenal explora la capacidad de los modelos climáticos que

participan en el IPCC para predecir cambios climáticos regionales en un futuro relativamente cercano usando

tanto información disponible en las condiciones iniciales de las simulaciones como en los cambios esperados

en la composición atmosférica. La predicción decenal se concentra en escalas temporales de varios años hasta

unas pocas décadas [Smith et al., 2007], en lo que es una extensión de la predicción a largo plazo o de la

variabilidad climática hasta un año en el futuro, e.g. [Doblas-Reyes et al., 2009]. Para responder a la creciente

demanda de este tipo de información, el próximo proyecto Coupled Model Intercomparison Experiment

(CMIP5) promovido por el IPCC (http://www.clivar.org/organization/wgcm/references/Taylor_CMIP5.pdf)

incluye la realización de predicciones decenales. Dada la vulnerabilidad de la PI al cambio climático de origen

antropogénico, así como a la variabilidad natural del clima, se espera que la comunidad acepte el reto de

analizar este nuevo tipo de simulaciones. En particular, el downscaling sobre la PI se justifica

fundamentalmente por dos razones: por una parte porque la capacidad de los GCMs para simular las

tendencias de la temperatura sobre el Mediterráneo occidental en estas simulaciones es remarcable, mientras

que por otra la predicción decenal muestra su mayor capacidad predictiva sobre el Atlántico Norte [Smith et

al., 2007; Keenlyside et al., 2008]. Dado el importante error sistemático de los sistemas de predicción decenal

actuales, que es semejante al que se encuentra en los GCMs usados para las proyecciones de cambio climático

a largo plazo, y al hecho de que las predicciones decenales parecen predecir mucho mejor el estado del

océano, los métodos de downscaling deben, por una parte, eliminar el error sistemático de las predicciones y

por otra extraer el máximo de información disponible de las variables de los GCMs para obtener predicciones

útiles de precipitación y temperatura, usando aproximaciones semejantes a las de la predicción estacional

[Frias et al., 2005].

5.- Conclusiones

A pesar de las limitaciones intrínsecas a los diferentes métodos de regionalización descritos en este

informe, y por tanto los niveles de incertidumbre asociadas, junto con las inherentes a las proyecciones de

incremento de gases de efecto invernadero, y la escasez de estudios enfocados específicamente sobre

proyecciones en la PI, existen resultados con un alto grado de consenso entre las diferentes investigaciones

realizadas. Las proyecciones regionales sobre la PI para finales del siglo XXI, obtenidas principalmente a

partir de los modelos regionales de clima, muestran un importante aumento de la temperatura media

estacional, siendo este máximo en verano (de hasta 6ºC para escenarios de emisiones altos), y mínimo en

invierno (en torno a 2-3ºC). También se proyecta una disminución durante todo el año en la precipitación,

siendo ésta mayor en verano que en inverno. En primavera y otoño se obtienen valores intermedios entre

ambos cambios extremos. Desde una perspectiva climática más general, el análisis de estas proyecciones

regionales muestran una tendencia hacia condiciones de mayor aridez en la mayor parte de la PI. Aunque el

nivel de incertidumbre es más elevado, los estudios indican que se puede producir un aumento de los eventos

extremos asociados a la precipitación, tanto en cuanto a los periodos secos, como en cuanto a eventos de

precipitaciones intensas. También se muestra un claro aumento de los eventos con temperaturas elevadas (por

encima de 30ºC) durante un mayor número de días, especialmente en la zona sur de la PI.

Con vistas al próximo informe del IPCC, la comunidad científica internacional de modelización

regional está realizando un esfuerzo enorme para incluir sus trabajos, especialmente a través del programa

CORDEX (COordinated Regional climate Downscaling EXperiment,

http://wcrp.ipsl.jussieu.fr/RCD_Projects/CORDEX/CORDEX.html ). Entre las diversas regiones que se

plantea estudiar, tendrán especial relevancia para la PI las de Europa (en buena parte incluidas en el proyecto

ENSEMBLES), y el Mediterráneo (MED-CORDEX). Sobre la PI, el proyecto nacional ESCENA (Generación

de escenarios regionalizados de cambio climático en España con modelos de alta resolución.

http://www.meteo.unican.es/es/node/72776, 2008-2011) proporcionará resultados de alta resolución de

simulaciones mediante RCMs.


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Von Storch, H., E. Zorita and U. Cubasch (1993), Downscaling of climate change estimates to regional scales: An application to

Iberian winter rainfall in winter time, J. Climate, 6, 1161–1171.

Von Storch, H., H. Langenberg and F. Feser (2000), A spectral nudging technique for dynamical downscaling purposes, Mon. Wea.

Rev., 128, 3664-3673.

Zorita, E. and H. Von Storch (1999), The analog method as a simple statistical downscaling technique: comparison with more

complicated methods, J. Climate, 12, 2474-2489.

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ANEXO I: La Pequeña Edad del Hielo (LIA, Little Ice Age) y el

Periodo Cálido Medieval (MWP, Medieval Warm Period).

Medieval Warm Period (MWP).

La Anomalía Climática Medieval (Medieval Warm Period), también conocida como el Periodo Cálido Medieval o el Óptimo Climático Medieval, cubre el periodo comprendido entre los años 550 y 1300 de nuestra era o años AD. Dicho periodo se caracteriza por el predominio de un clima relativamente cálido en el Norte de Europa que permitió, por ejemplo, el cultivo de la vid en gran parte del centro y norte de Europa y la colonización de Groenlandia y otras tierras norteñas por los Viquingos. Sin embargo, no sólo se caracteriza por un cambio en las temperaturas sino que otras modificaciones en el clima fueron también significativas. Por ejemplo, en el sur de Europa, incluida la PI, y en otras regiones de América y Asia, las condiciones climáticas fueron significativamente más áridas que en periodos anteriores o posteriores, mientras que la respuesta de la temperatura no está tan clara. Otra característica que define a la Anomalía Climática Medieval es su carácter asincrónico, es decir, la respuesta a este evento no ocurre a la vez en zonas alejadas del globo, lo que da muestras de su gran complejidad como “periodo climático de carácter global” y dificulta el estudio y comparación entre regiones del planeta.

Little Ice Age (LIA)

La Pequeña Edad del Hielo (Little Ice Age) cubre el periodo comprendido entre los años 1300 y 1850 AD, aunque el consenso en los límites temporales no es total y algunos autores apuntan que varían según las condiciones locales. Se trata de un periodo relativamente frío ocurrido tras la Anomalía Climática Medieval, en el que se han identificado al menos tres periodos de máximo enfriamiento centrados alrededor de los años 1650, 1770 y 1850. Estos periodos parecen estar asociados con mínimos en la actividad solar, coincidiendo con los momentos de menor número de manchas solares (Maunder, Spörer y Dalton). Sin embargo, no solo la actividad solar debió influir en el desencadenamiento de la Pequeña Edad del Hielo, sino que el enfriamiento también coincide con algunas de las erupciones volcánicas más importantes de la Historia, lo que podría haber hecho disminuir considerablemente el paso de la luz solar durante varios meses (ej., erupción del volcán Tambora en Indonesia en 1815). El enfriamiento está especialmente documentado en el continente europeo y América del Norte con claros avances de los glaciares, mientras que otras zonas del planeta parecen responder a la Pequeña Edad del Hielo con un aumento de la humedad, como se ha detectado en las regiones tropicales de África y América del Sur. En la PI hay evidencias de mayor disponibilidad hídrica durante la Pequeña Edad del Hielo, en pulsaciones distintas, e intensificadas hacia el final de este periodo. En el Pirineo por ejemplo, se ha documentado también un significativo aumento de los glaciares de Monte Perdido.


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ANEXO II: La Oscilación del Atlántico Norte (NAO).

La Oscilación del Atlántico Norte (NAO abreviado en Inglés) es el modo dominante de variabilidad

climático en el invierno en el Atlántico Norte abarcando desde América del Norte hasta Europa. El NAO es un

vaivén de larga escala en el desplazamiento de las masas de aire atmosférica en el corredor situado entre el

giro subtropical, anticiclón de las Azores, y la baja polar, situada próxima a Islandia. El índice varia año a año,

pero también exhibe tendencia a permanecer en una fase por intervalos que duran varios años. La fase positiva

de la NAO se caracteriza por una mayor presión de lo normal en el Anticiclón de la Azores y menor presión

de lo normal en la baja de Islandia. El incremento del gradiente de presión genera borrascas más fuertes y

sitúa al corredor a posiciones más al norte de lo habitual. Esto genera inviernos en Europa del Norte más

húmedos y templados y en Canadá y Groelandia más fríos y secos. En cambio, en la Península Ibérica los

vientos rolan a procedencia del norte generando inviernos fríos y secos. Durante las fase negativas del NAO el

patrón se invierte, debilitándose el Anticiclón de Azores y la Baja de Islandia, desplazándose hacia el sur el

corredor por donde se desplazan las borrascas, lo que lleva inviernos más húmedos y templados en la

Península Ibérica.

Paneles superiores: Fases negativa y positiva del NAO (acrónimo en ingles)

Panel inferior: Evolución del índice NAO en el siglo XX. http://www.ldeo.columbia.edu/res/pi/NAO/

Existen diversos índices del NAO. Unas de las primeras definiciones de la NAO fue debida a Hurrel

(1995, http://www.cgd.ucar.edu/cas/jhurrell/nao.stat.winter.html ), quien evalúa esta oscilación a partir de la

diferencia mensual normalizada (dividiendo el valor por la desviación típica de toda la serie) entre las

presiones atmosféricas a nivel del mar entre Azores e Islandia (Punta Delgada / Lisboa y Stykkisholmur

/Reykjavik). Este índice muestra una cierta periodicidad decadal y se observa que el índice elaborado con la

media de los meses invernales (NAO invernal: media diciembre - marzo) se relaciona con la variabilidad

hidroclimática anual en cuanto a viento, precipitación y temperatura sobre Europa Occidental y América del

Norte.

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ANEXO III: ESCENARIOS DE EMISIONES

En el Informe Especial sobre Escenarios de Emisiones, SRES (Special Report on Emissions Scenarios; IPCC, 2000) un equipo de expertos desarrolló cuatro hipótesis plausibles de cómo será el desarrollo de las condiciones demográficas y económicas de la humanidad en el futuro próximo con el objeto de estimar las emisiones globales de CO2 en el siglo XXI. A grandes rasgos las cuatro alternativas son las siguientes:

A1: Un futuro de crecimiento económico muy rápido, aumento lento de la población e introducción rápida de tecnologías nuevas y más eficientes. Convergencia económica entre las diferentes regiones del globo, con un aumento de interacciones culturales y sociales y una reducción sustancial de las diferencias en renta per capita regionales. Esta familia de escenarios A1 se subdivide en tres grupos dependiendo de diferentes direcciones de cambio tecnológico en el sistema de producción energético: A1FI (uso intensivo de combustibles fósiles), A1T (uso de fuentes de energía no fósiles) y A1B (balance entre los usos de diferentes tipos de fuentes de energía).

A2: Un mundo muy heterogéneo, con preservación de las identidades y peculiaridades locales. Los patrones de fertilidad convergen muy lentamente entre las diferentes regiones y sigue habiendo un rápido crecimiento de la población a escala global. El crecimiento económico se produce a escala regional y el incremento de renta per capita y cambio tecnológico es más fragmentado y lento que en otros escenarios.

B1: Un mundo convergente con el mismo crecimiento lento de la población en la línea de escenarios A1, pero con cambios rápidos en las estructuras económicas hacia una economía de la información y de servicios, con introducción de tecnologías limpias. Hay soluciones globales para la sostenibilidad medioambiental, económica y social, con disminución de las desigualdades, pero sin iniciativas climáticas adicionales.

B2: Un mundo en el que se enfatizan soluciones locales para la sostenibilidad medioambiental, económica y social. Crecimiento de la población moderado, niveles intermedios de desarrollo económico y cambio tecnológico menos rápido y mas diverso que en las líneas B1 y A1. Este escenario esta también orientado hacia la protección ambiental y la supresión de las desigualdades sociales, pero con mayor enfoque a niveles locales y regionales.

Estas hipótesis o patrones de desarrollo se traducen a escenarios de emisiones, es decir se cuantifica la cantidad de gases de invernadero que se van a ir añadiendo a la atmósfera en cada uno de ellos, usando modelos matemáticos desarrollados en base a la historia previa conocida. En concreto, seis modelos de diferentes grupos de investigación de todo el mundo se usaron para desarrollar las cuatro familias de escenarios generales en 40 escenarios de emisiones. Éstos se pueden agrupar a su vez en 6 escenarios patrón, 3 caracterizando cada una de las familias A2, B1, B2 junto con otros 3 de la familia A1 (A1FI, A1B, A1T), que son suficientes para representar la variabilidad asociada a los 40 escenarios originales, muchos de los cuales resultan en patrones de emisiones similares a pesar de partir de hipótesis de desarrollo humano diferentes.

El Informe Especial sobre Escenarios de Emisiones (SRES) no asigna a priori probabilidades de ocurrencia a los diferentes escenarios; sin embargo, debido a la imposibilidad de contemplarlos todos, en los estudios con modelos de circulación general de la atmósfera se suele escoger entre los 6 representativos citados anteriormente. Un escenario repetido con frecuencia es el escenario A1B, perteneciente a la familia de escenarios A1. Las emisiones globales de CO2 en este escenario aumentan rápidamente en la primera mitad del siglo XXI para llegar a un máximo alrededor de 2050 a partir de cuando disminuyen. En total la cantidad de emisiones de gases de invernadero para el escenario A1B se encuentran en un nivel intermedio entre los demás escenarios, como se refleja en la Fig. 1. Otro escenario con un nivel intermedio de emisiones es el B2, mientras que el A2 y el A1FI por un lado y el B1 y A1T por otro, representarían respectivamente el máximo y el mínimo del rango de las hipótesis de emisiones plausibles.

The State-of-the-Art of theSpanish contribution to Climate Variability and Predictability study

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